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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

CARACTERIZAÇÃO GEOMORFOLÓGICA E PALEOGEOGRÁFICA DA PLATAFORMA CONTINENTAL

ADJACENTE A FOZ DO RIO APODI-MOSSORÓ, RN/BRASIL

Autora:

SAMIA FREIRE LIMA

Orientadora:

Prof. Dra. Helenice Vital (DG-UFRN)

Dissertação no 51 / PPGG

Natal - RN, 15 de Março de 2006

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA


CARACTERIZAÇÃO GEOMORFOLÓGICA E PALEOGEOGRÁFICA DA PLATAFORMA CONTINENTAL

ADJACENTE A FOZ DO RIO APODI-MOSSORÓ, RN/BRASIL

Autora:

SAMIA FREIRE LIMA

Dissertação de Mestrado apresentada em 15 de março de 2006, para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN.

Comissão Examinadora:

PROF. Dra. HELENICE VITAL (UFRN/DG- Orientadora)

PROF. Dr. GEORGE SATANDER SÁ FREIRE (UFC- DEGEO)

PROF. Dr. VALDIR AMARAL VAZ MANSO (UFPE- DGEO)

PROF. Dra VALÉRIA CENTURION CÓRDOBA (UFRN/DG)

Natal - RN, 15 de Março de 2006

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 desenvolvida no âmbito do Programa de Pós-Graduação em

Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (PPGG/UFRN),

tendo sido subsidiada pelos seguintes agentes financiadores:

- Agência Nacional do Petróleo - ANP/PRH-22;

- Financiadora de Estudos e Projetos – FINEP, através do Programa de Recursos

Humanos da ANP para o setor Petróleo e Gás Natural – PRH-ANP/MME/MCT;

- MAR-RN (FINEP/CTPETRO/PETROBRAS);

- PETRORISCO REDE 05/FINEP/CNPq/CTPETRO/PETROBRAS;

- Grant PQ do CNPq (Proc. N° 3508811999-5 e Proc. N° 500407/2004-5)

- Projeto UNIBRAL 021/04 (CAPES/DAAD)

DDEEDDIICCAATTÓÓRRIIAA

Dedico esse trabalho aos meus pais, Santiago e Soraya, meu marido, David e aos

meus irmãos, que são pessoas tão importantes na minha vida e que eu amo tanto.

ii

TTooddooss ooss ddiiaass qquuaannddoo aaccoorrddoo nnããoo tteennhhoo mmaaiiss oo tteemmppoo qquuee ppaassssoouu,, mmaass

tteennhhoo mmuuiittoo tteemmppoo.. TTeemmooss ttooddoo tteemmppoo ddoo mmuunnddoo..

((RReennaattoo RRuussssoo))

iii

AAGGRRAADDEECCIIMMEENNTTOOSS

Agradeço primeiramente à minha orientadora, a Professora Drª. Helenice Vital, pela confiança, empenho e dedicação ao longo de todo o desenvolvimento dessa dissertação. E em especial nesse período final de conclusão, em que me deu todo o suporte e apoio necessário.

Ao Departamento do Curso de Geologia e Coordenação do Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte.

Ao CNPq e à Agência Nacional de Petróleo (ANP), pela concessão da bolsa de mestrado.

Aos colegas Ana Pauletti, Izaac, Mirian e Seu Antônio pelo apoio na coleta de dados de campo. E ao Eugênio Frazão, em especial, pelo auxílio na preparação dos campos e realização dos mesmos, além da grande ajuda dada nas conversas geológicas nos momentos de trabalho.

Ao oceanógrafo Laurent Latché pela ajuda no tratamento dos dados oceanográficos.

Agradeço também ao meu amigo Marcelo Chaves, que além da maravilhosa companhia na sala do GGEMMA, deu apoio em todas as fases dessa dissertação, inclusive na final. Aos colegas do GGEMMA e GEOPRO, Wenner Farkat e Sônia, pela amizade e apoio.

Aos Profs. Dr. Valdir Amaral Vaz Manso e Valéria Centurion Córdoba pela participação na banca e pelas relevantes contribuições a este trabalho. Ao Prof. Dr. George Satander Sá Freire, pela participação na banca, pela indicação a este mestrado e por todo apoio na Universidade Federal do Ceará. Além da importante contribuição na minha vida pessoal

À minha amiga Mary Lúcia pela companhia nesses meses aqui em Natal, nas “baladas” e nas noites de saudade de Fortaleza, bem como aos padrinhos e amigos Sérgio Pádua e Wilse Melo pela amizade e curtição em Natal.

Aos meus familiares, Samia Militão (tia), Militão (tio), Sáskia Lima (irmã) e Sávio Lima (irmão). Em especial aos meus tios Francisca Lima e Marcelino Lima por mais do que uma moradia ao longo deste tempo, eles me deram um lar e uma família.

Um agradecimento especial aos meus pais José Santiago e Soraya Lima por, mesmo a distância, participaram de cada momento desta conquista, além de serem peças essenciais em minha vida.

Ao meu marido David Sampaio Furtado pelo companherismo e dedicação ao longo de nossa vida junta como namorados e casados. E em especial por ter vivido comigo essa etapa dando apoio, apesar da saudade.

E a Deus, que me dá força e coragem para ir em frente sempre. E a todos que, de uma maneira ou de outra, nos ajudaram nesta conquista, meu muito obrigada.

iv

SSUUMMÁÁRRIIOO

AGRADECIMENTOS

ÍNDICE

ÍNDICE DE TABELAS

ÍNDICE DE FIGURAS

ÍNDICE DE FOTOS

RESUMO

ABSTRACT

1. INTRODUÇÃO

2. MATERIAIS E MÉTODOS

3. CARACTERIZAÇÃO GEOMORFOLÓGICA

4. EVOLUÇÃO PALEOGEOGRÁFICA DO PLEISTOCENO/HOLOCENO

5. CONCLUSÕES

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

ANEXOS

v

ÍÍNNDDIICCEE

1 – INTRODUÇÃO....................................................................................... 01

1.1 – Apresentação............................................................................................................. 02

1.2 – Objetivos................................................................................................................... 03

1.2.1 – Gerais...................................................................................................................... 03

1.2.2 – Específicos.............................................................................................................. 03

1.3 – Localização da Área Estudada................................................................................ 04

1.4 – Estado da Arte.......................................................................................................... 04

1.5 – Parâmetros Oceanográficos..................................................................................... 06

1.5.1 – Observações Oceanográficas................................................................................... 06

1.5.1.1 – Ventos.................................................................................................................. 06

1.5.1.2 – Ondas.................................................................................................................... 07

1.5.1.3 – Correntes.............................................................................................................. 07

1.5.1.4 – Marés................................................................................................................... 08

1.5.2 – Arcabouço Geotectônico......................................................................................... 08

1.5.3 – Litoestratigrafia da Bacia Potiguar.......................................................................... 11

1.5.3.1 – Grupo Agulha....................................................................................................... 14

2 – MATERIAIS E MÉTODOS....................................................................................... 16

2.1 – Etapa Pré-Campo.................................................................................................... 17

2.1.1 – Levantamento Bibliográfico................................................................................... 17

2.1.2 – Processamento Digital das Imagens de Satélite...................................................... 17

2.1.3 – Confecção do Modelo Batimétrico Regional.......................................................... 19

2.2 – Etapa de Campo....................................................................................................... 19

2.2.1 – Levantamento Batimétrico e Dados Hidrodinâmicos............................................. 19

2.2.2 – Levantamento Sísmico e Sonográfico..................................................................... 22

2.3 – Etapa Pós-Campo..................................................................................................... 23

2.3.1 – Processamento dos Dados Hidrodinâmicos............................................................ 24

2.3.2 – Processamento dos Dados Batimétricos e Confecção do Modelo Batimétrico....... 24

2.3.2.1 – Montagem do banco de dados.............................................................................. 24

2.3.2.2 – Confecção do modelo batimétrico da área........................................................... 24

2.3.2.2.1 – Métodos de interpolação dos dados................................................................... 25

2.3.3 – Processamento dos Dados Sísmicos e Sonográficos............................................... 28

3 – CARACTERIZAÇÃO GEOMORFOLÓGICA....................................................... 29

3.1 – Modelagem Batimétrica........................................................................................... 30

vi

3.1.1 – Suporte de Amostragem.......................................................................................... 30

3.1.2 – Modelagem Batimétrica.......................................................................................... 32

3.1.3 – Estimativa de Erro na Modelagem.......................................................................... 39

3.1.4 – Modelo Digital de Terreno da Plataforma.............................................................. 44

3.2 – Geomorfologia de Fundo da Plataforma Continental.......................................... 46

3.2.1 – Canal Submerso....................................................................................................... 46

3.2.2 – Dunas Submersas.................................................................................................... 49

3.2.3 – Fundo Plano............................................................................................................. 51

3.2.4 – Recifes..................................................................................................................... 52

3.3 – Parâmetros Hidrodinâmicos................................................................................... 53

4 – EVOLUÇÃO PALEOGEOGRÁFICA DO PLEISTOCENO/HOLOCENO........ 56

4.1 – Introdução................................................................................................................. 57

4.2 – Análise e Interpretação dos Perfis Sísmicos.......................................................... 58

4.3 – Discussão................................................................................................................... 62

5 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES................................................................. 65

REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA................................................................................. 69

ANEXOS............................................................................................................................ 75

vii

ÍÍNNDDIICCEE DDEE TTAABBEELLAASS

Tabela 1.1- Evolução geodinâmica do Atlântico Equatorial (Adaptado de Matos (2000)....... 10

Tabela 3.1- Coordenadas limitantes das áreas modeladas do rio Apodi.................................. 30

Tabela 3.2: Parâmetros Estatísticos da Krigagem da Área 01.................................................. 37



Tabela 3.5- Parâmetros estatísticos dos perfis do modelo batimétrico..................................... 43

Tabela 3.6- Valores máximo, mínimo, médio e desvio padrão das intensidades das correntes na área...................................................................................................................

55

ÍÍNNDDIICCEE DDEE FFOOTTOOSS

Foto 2.1- Ecobatímetro Odom Hidrographic Systems interligado ao sistema de navegação GPS TrackMaker v3.8.........................................................................................................

22

Foto 2.2- Levantamento com o perfilador sísmico da Edgetech modelo X-Star 3200-XS...... 23

viii

ÍÍNNDDIICCEE DDEE FFIIGGUURRAASS

Figura 1.1- Mapa de localização da área em estudo (Bezerra et al, 1998)............................ 04

Figura 1.2 - Localização da Bacia Potiguar e Mapa do arcabouço estrutural da Bacia Potiguar (Modificado de Bertani et al. 1990).........................................................................

09

Figura 1.3 - Mapa geológico simplificado da Bacia Potiguar. SPA, sedimentos de praia e aluviais (Modificado de Dantas, 1998)...................................................................................

11

Figura 1.4 - Coluna estratigráfica proposta para a Bacia Potiguar conforme Soares (2003, modificado de Araripe & Feijó 1994 e Pessoa Neto 1999)....................................................

13

Figura 1.5 - Coluna Estratigráfica da Bacia Potiguar, Grupo Agulha (Adaptado de Araripe & Feijó, 1994 por Pessoa Neto 1999)........................................................................

15

Figura 2.1- Imagem de satélite LANDSAT 7 ETM+ do ponto-órbita 216_063 (13/08/1999 e 20/07/2002) e do ponto-órbita 215_063 (13/06/2000) composição RGB 123

18

Figura 2.2- Modelo batimétrico regional confeccionado a partir da Carta Náutica e Folha de Bordo Nº 700......................................................................................................................

20

Figura 2.3- Localização dos perfis batimétricos (linhas vermelhas), sísmicos (linhas cinza e sonográficos (linha azul) e a localização do correntômetro S4............................................

21

Figura 2.4- Semivariograma teórico com seus principais elementos (Adaptado de Landim 1998).......................................................................................................................................

27

Figura 3.1- Mapa de pontos coletados no levantamento batimétrico.................................... 31

Figura 3.2- Mapas das áreas subdivididas para a modelagem............................................... 31

Figura 3.3- Semivariogramas ajustados segundo o modelo matemático Power.................... 33

Figura 3.4- Mapa de contorno da área 01.............................................................................. 34



Figura 3.7- Mapa de contorno da plataforma continental adjacente a foz do rio Apodi-Mossoró...................................................................................................................................

38

Figura 3.8- Mapa de localização dos perfis utilizados para a aferição do modelo batimétrico proposto da área...................................................................................................

40

Figura 3.9- Perfil 06 utilizado para aferir a validade do modelo batimétrico. Abaixo encontram-se os resíduos em módulo.....................................................................................

41


41

ix

Figura 3.11- Perfil 21 utilizado para aferir a validade do modelo batimétrico. Abaixo encontram-se os resíduos em módulos...................................................................................

42


42

Figura 3.13- Detalhe do modelo digital de terreno (MDT), mostrando as diferenças de relevo.......................................................................................................................................

45

Figura 3.14- Integração do modelo batimétrico com as imagens processadas digitalmente com composição de bandas RGB 123.....................................................................................

47

Figura 3.15 - Trecho do perfil batimétrico 10, mostrando a fisiografia do canal.................. 48

Figura 3.16 - Trecho do perfil batimétrico 23 , mostrando a fisiografia do canal................. 49

Figura 3.17 - Trecho do perfil batimétrico 31, mostrando as dunas presentes na porção leste da área.............................................................................................................................

50

Figura 3.18 - Trecho do perfil sonográfico mostrando as diferenças de litologia entre os vales e as cristas das dunas (frequência de 500kHz).............................................................

50

Figura 3.19 - Trecho do perfil batimétrico 02 na porção NW da área, mostrando o relevo plano com gradiente de declividade muito baixo...................................................................

51

Figura 3.20 - Trecho do perfil batimétrico 28 na porção mais distal da borda do canal mostrando os recifes linerares................................................................................................

52

Figura 3.21 – Diagrama de barras da freqüência da direção do vetor corrente em função dos estágios de maré, indicando a predominância da maré de vazante de E-W.....................

53

Figura 3.22 – Parâmetros hidrodinâmicos processados a partir dos dados obtidos pelo correntômetro S4.....................................................................................................................

54

Figura 4.1- Imagem de satélite LANDSAT 7 ETM+ com o modelo batimétrico proposto, mostrando a localização dos trechos dos perfis sísmicos 02 e 03 exemplificados.................

57

Figura 4.2- Porções do perfil sísmico 03, mostrando em detalhe as principais feições encontradas e descritas neste trabalho.....................................................................................

58

Figura 4.3-Trecho do perfil sísmico 02, da borda oeste do canal, mostrando sismofeições identificadas na área como vales incisos, sismofácies paralelas e estruturas em mesa........................................................................................................................................

60

Figura 4.4 -Trecho do perfil sísmico 02, da borda oeste do canal. Mostrando sismoestruturas identificadas na are como vales incisos, sismofácies paralelas, sismofácies oblíquas, e estruturas em mesa................................................................................................

61

Figura 4.5 –Interpretação sismoestratigráfica das unidades identificadas na área do Rio Apodi-Mossoró, classificadas com base em Schwazer et al, 2004.........................................

64

x

RREESSUUMMOO

As bacias marginais brasileiras têm um grande potencial gerador e acumulador de petróleo,

em geral associados a um sistema de vales incisos que são desenvolvidos em resposta a queda

do nível do mar. Esses sistemas estão diretamente relacionados com atividades econômicas

desenvolvidas em regiões costeiras, como portos para indústria petrolífera, salineira,

pesqueira e atividades recreativa para uma significante fração da população mundial. Esta

dissertação apresenta a caracterização geomorfológica e paleogeográfica da plataforma

continental brasileira adjacente à foz do rio Apodi-Mossoró/RN, através do uso integrado de

imagens de satélite e geofísica de alta resolução (batimetria, sísmica e sonar de varredura

lateral). Essa região está localizada na Bacia Potiguar, na Margem Equatorial Atlântica. A

partir dos dados batimetricos, foi confeccionado e aferido um modelo digital de terreno

(MDT), e desenvolvida uma análise geomorfológica detalhada, que integrada aos dados

hidrodinâmicos proporcionou uma melhor compreensão dos fatores oceanográficos atuantes

na região, de forma a entender a resposta geomorfológica dessa região afogada pela rápida

subida do nível do mar, no Holoceno. A principal feição identificada foi um canal submerso

na plataforma interna, provavelmente relacionado com o sistema de vales incisos formado

durante o rebaixamento do nível do mar no Pleistoceno. O canal tem duas direções principais

(NW-SE e NE-SW), aparentemente controladas pelas estruturas tectônicas da Bacia Potiguar.

A margem oeste do canal é relativamente soerguida em relação à margem leste. Este

soerguimento é aqui relacionado à presença do Alto de Icapuí a oeste da área. Recifes e dunas

submersas também estão presentes na área. Os recifes relacionados a estruturas reliquiares

submersas como rochas de praia podendo indicar antigas linhas de costa posicionadas durante

a subida do nível do mar. Com base nos dados sísmicos, foi possível identificar uma

descontinuidade presente em todas a área interpretada como o limite Pleistoceno

Superior/Holoceno Inferior, bem como sismofácies referentes a diferentes padrões de

preenchimento e sedimentação do canal submerso e da plataforma durante a subida do nível

do mar no Holoceno.

Palavras-Chave: Sistema de Vales Incisos, Batimetria, Geomorfologia, Evolução

Paleogeográfica e Rio Apodi-Mossoró.

xi

AABBSSTTRRAACCTT

The brazilian marginal basins have a huge potential to generate and accumulate petroleum.

Incised valleys which are eroded in response to a fall of relative sea level are related to

potential reservoir as well, modern drowned-valley estuaries serve as harbors to petroleum

and salt industries, fisheries, waste-disposal sites and recreational areas for a significant

fraction of the world's population. The combined influence of these factors has produced a

dramatic increase in research on modern and ancient incised-valley systems. This research is

one expression of this interest. The integrated use of satellites images and high resolution

seismic (bathymetry, sides scan sonar) was used on the Apodi River mouth-RN to

characterizes the continental shelf. This area is located at the Potiguar Basin in the NE

Brazilian Equatorial Atlantic margin. Through bathymetric and side scan sonar data

processing, a digital Terrain Model was developed, and a detailed geomorphologic analysis

was performed. In this way was possible to recognize the geomorphologic framework and

differents sismofacies, which may influence this area. A channel extending from the Apodi-

Mossoró river mouth to the shelf edge dominates the investigated area. This structure can be

correlated with the former river valley developed during the late Pleistocene sea level fall.

This channel has two main directions (NW-SE and NE-SW) probably controlled by the

Potiguar Basin structures. The western margin of the channel is relatively steep and

pronounced whereas the eastern margin consists only of a gentle slope. Longitudinal

bedforms and massive ridges also occur. The first are formed due to the shelf sediment

rework and the reef-like structures probably are relics of submerged beachrock-lines

indicating past shoreline positions during the deglacial sea-level rise. The sub-bottom seismic

data allow the identification of different sismic patterns and a marcant discontinuity,

interpreted as the Upper Pleistocene/Lower Holocene,

Keywords: incised-valley sistem, bathymetry, Geomorphologie, paleogeographyc evolution.

Apodi-Mossoró River

CCAAPPÍÍTTUULLOO 0011

IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO

Dissertação de Mestrado - PPGG/UFRN (LIMA, S.F., 2006) Capítulo 01

2

1.1- APRESENTAÇÃO

A plataforma continental jurídica, segundo o artigo 76 da Convenção das Nações

Unidas sobre o Direito do Mar (CNUDM) é a zona marginal rasa e submersa dos continentes

que compreende o leito e o subsolo das áreas submarinas até a borda exterior da margem

continental ou até a distância de 200 milhas marítimas das linhas de base (Lima, 2004). As

principais características destes ambientes são profundidades menores que 200 m, gradiente

suave (1-0,1°), salinidade marinha normal (35) e uma ampla variedade de processos físicos,

como: correntes de marés, ondas, correntes geradas por tempestades e correntes oceânicas. Os

mares plataformais apresentam um perfil distinto representado por uma superfície de

equilíbrio relacionada à base das ondas e caracterizada por um balanço entre erosão e

deposição (Vital et al., 2005).

Devido ao clima tropical e à sedimentação terrígena desprezível, a plataforma

continental nordeste do Brasil é estreita e rasa sendo uma das poucas áreas no mundo onde

uma plataforma estável e aberta é quase que completamente coberta por sedimentos

carbonáticos biogênicos. Em contraste com outras plataformas tropicais, os corais estão

possivelmente ausentes, assim como os óoides e outras formas precipitadas de carbonatos. Os

sedimentos carbonáticos são dominados por algas coralinas recentes. Os sedimentos

terrígenos são, na sua grande maioria, relíquias e a sua composição sugere que no Pleistoceno,

o clima foi muito similar ao atual (Milliman & Summerhayes, 1975).

A margem continental brasileira está subdividida em bacias marginais que

apresentam grande potencial gerador e acumulador de petróleo. Estas bacias foram formadas,

em sua grande maioria, durante o processo de abertura do Oceano Atlântico Sul e Equatorial.

Na Bacia Potiguar, margem equatorial a norte do Estado do Rio Grande do Norte, a produção

de petróleo ocorre tanto em terra (maior produção do Brasil) quanto no mar (ocorrendo em

águas mais rasas que 30 m).

Vários levantamentos sobre a margem brasileira já foram desenvolvidos pelas

instituições de pesquisas brasileiras, e principalmente pelas empresas de petróleo atuantes no

Brasil (mais efetivamente depois da quebra do monopólio em 1997), ainda assim existem

algumas lacunas no conhecimento desta região.

Neste contexto, o presente trabalho visa avançar no conhecimento da plataforma

continental do Estado do Rio Grande do Norte através da caracterização geomorfológica da

área adjacente ao rio Apodi-Mossoró, e assim contribuir para um melhor entendimento da


3

evolução paleogeográfica desta parte da costa. Esta caracterização é importante para a

indústria petrolífera, tanto do ponto vista da exploração, como modelos análogos, quanto do

ponto de vista ambiental, para análise das situações de riscos decorrentes de eventuais

derrames de hidrocarbonetos na Plataforma Continental e áreas costeiras.

O presente trabalho foi desenvolvido no âmbito dos projetos “PETRORISCO –

REDE 05 – Monitoramento Ambiental de Risco a Derrames de Petróleo e seus Derivados”

(FINEP/CNPq/CTPETRO) e MAR-RN – Grupo de Pesquisa em Ciências do Mar e

Ambientais (FINEP/CTINFRA).

1.2- OBJETIVOS

1.2.1- Gerais

O objetivo geral deste estudo é a caracterização geomorfológica, geológica,

hidrodinâmica e geofísica de parte da plataforma continental setentrional do Estado do Rio

Grande do Norte, a fim de se compreender melhor a evolução paleogeográfica nas épocas

pleitocênica e holocênica desta porção da plataforma.

1.2.2- Específicos

Elaboração da carta batimétrica da área estudada;

Interpretação e descrição da morfologia de fundo da área investigada;

Classificação das formas de fundo do substrato oceânico;

Elaboração de um modelo evolutivo paleogeográfico da porção oeste da

plataforma setentrional do Estado do Rio Grande do Norte;

Integração de banco de dados ambientais da Rede PETROMAR a partir dos

dados existentes e obtidos durante a pesquisa, a fim de subsidiar mapas de

sensibilidade ambiental ao derramamento de óleo, exploração e explotação

de óleo e gás e no conhecimento geológico da área estudada;

Formação de recursos humanos no setor de exploração de hidrocarbonetos,

através do Programa de Recursos Humanos (PRH-22) da Agência Nacional

de Petróleo (ANP);


4

1.3- LOCALIZAÇÃO DA ÁREA ESTUDADA

A área estudada está situada no litoral setentrional do Estado do Rio Grande do

Norte, na plataforma continental adjacente à foz do Rio Apodi-Mossoró, sendo limitada a

norte pela quebra da plataforma continental, a leste pela Ponta do Mel, a sul pelo continente e

a oeste pelo alto de Icapuí (Figura 1.1). O limite geográfico da área encontra-se entre as

latitudes 4°30´S-5°00´S e longitudes 36°55´W-37°15´W, e a profundidade de 35m de lâmina

d’água. A aproximadamente 14 km da costa, localiza-se o Porto-Ilha, utilizado na região para

embarcar sal em navios de grande porte.

1.5- Estado da Arte

1.4- ESTADO DA ARTE

Os primeiros trabalhos realizados no âmbito da Geologia Marinha no Brasil

ocorreram durante a famosa expedição “HMS CHALLENGER” (1872-1876), com 19

amostras de sedimento coletadas do fundo oceânico brasileiro, principalmente o nordestino

(Murray & Renard, 1891). Em 1925 e 1927 foram coletadas mais 37 amostras pelo navio

oceanográfico “Meteor”. A partir de 1935, a DHN (Diretoria de Hidrografia e Navegação) do

Ministério da Marinha iniciou levantamentos batimétricos sistemáticos, que constituem uma

importante fonte de dados para análise e interpretação do relevo submarino das províncias

marginais brasileiras (Vital et al., 2005).

Figura 1.1- Mapa de localização da área estudada (Modificado de Bezerra et al, 1998)


5

O estudo da geologia marinha nas Universidades Brasileiras teve início em 1958

com a instalação do Instituto de Biologia Marinha e Oceanográfica da Universidade de Recife

que, com a colaboração da Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN) e da

Superintendência de Desenvolvimento do Nordeste (SUDENE), realizou os primeiros

trabalhos sistemáticos na plataforma continental brasileira. Os resultados dos cruzeiros foram

tratados por Ottman (1959, apud Freire 1985), que estudou os sedimentos da desembocadura

do Rio Amazonas. A plataforma continental brasileira foi estudada por Zembruscki (1967,

apud Freire 1985). A costa do nordeste foi estudada pelo “NOc. Alt. Saldanha” nos cruzeiros

N-NE I e N-NE II. As amostras foram estudadas por Coutinho & Morais (1968), que

apresentaram o primeiro mapa de distribuição de sedimentos para a região.

Em 1969 foi criado o Programa de Geologia e Geofísica Marinha – PGGM,

reunindo várias universidades e instituições governamentais interessadas nas pesquisas

geológicas da margem continental brasileira. A primeira operação GEOMAR foi realizada

ainda em 1969 e atualmente já foram executadas 25 operações GEOMAR e coletadas cerca de

3.100 amostras. Em 1970, Mabesoone & Coutinho resumiram os dados existentes sobre a

geologia litorânea e da plataforma continental do Nordeste do Brasil (Freire & Cavalcanti,

1998).

O projeto REMAC teve início em 1972, constituindo-se no maior programa para

estudo geológico da margem continental brasileira, envolvendo a PETROBRAS, DNPM,

CPRM, DHN, CNPq, além de universidades brasileiras e americanas (Woods Hole

Oceanographic Institution e o Lamont Doherty Geological Observatory da Universidade de

Columbia). Os resultados dos estudos realizados pela primeira fase do projeto constituem a

mais completa coletânea de trabalhos sobre a sedimentação e morfologia da margem

continental brasileira, agrupados em 11 volumes, sob a denominação de Série Projeto

REMAC (Freire & Cavalcanti, 1998). Freire (1985), estudando os dados coletados nas

operações GEOMAR XVIII e XXI, realizou um estudo da geologia marinha da plataforma

continental do Ceará, abordando aspectos oceanográficos, faciológicos, geoquímicos e

paleogeográficos. O Plano de Levantamento da Plataforma Continental Brasileira (LEPLAC),

instituído em 1988 e tendo como objetivo estabelecer o limite extremo da plataforma

continental com enfoque jurídico, conforme critérios estabelecidos pela Convenção das

Nações Unidas Sobre o Direito do Mar (CNUDM), acumulou um enorme acervo de dados

geofísicos importantes para o conhecimento da estrutura da margem continental brasileira.


6

Outros programas mais recentes resumem-se ao Projeto REVIZEE (1995-2004),

gerenciado pelo ministério do Meio Ambiente, que visava à caracterização bio-fisico-química

e geológica da margem continental brasileira, e o Programa de Avaliação da Potencialidade

Mineral da Plataforma Continental Brasileira – REMPLAC (2003-2008), que visa a uma

caracterização mais detalhada dos aspectos geológicos e bens minerais existentes na margem

brasileira.

No estado do Rio Grande do Norte, os estudos estão concentrados principalmente na

plataforma setentrional (Costa Neto 1997, Vital et al., 2002a,b,c; Amaro 2002, entre outros),

em sua grande maioria realizados pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte. Estes

estudos visam ao mapeamento sistemático na plataforma setentrional do RN, entre São Bento

do Norte e Ponta do Mel, a partir de sensoriamento remoto, dados sísmicos e sedimentos

superficiais, de forma a compreender a distribuição de sedimentos nesta região, cujo padrão

de distribuição é determinado pela evolução costeira e contexto tectônica da costa norte do

Estado do Rio Grande do Norte.

1.5- CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA ESTUDADA

1.5.1-Parâmetros Oceanográficos

1.5.1.1- Ventos

A região nordeste do Brasil encontra-se localizada no cinturão de ventos alísios. Os

ventos alísios que alcançam a costa setentrional do Rio Grande do Norte são

predominantemente provenientes de NE e esta direção é também controlada pelos

movimentos da Zona de Convergência Intertropical (Dominguez et al., 1992).

No litoral setentrional do Estado do Rio Grande do Norte os ventos sopram de Leste

para Oeste, de Nordeste para Sudoeste e de Sudeste para Noroeste. Devido à presença

constante e intensa dos ventos alísios, as massas de águas são bem misturadas sem a presença

de qualquer estratificação. A velocidade e direção dos ventos influenciaram diretamente nos

processos costeiros, seja na geração de ondas, seja como importante agente na dinâmica

sedimentar das praias. A média dos ventos medida diretamente na zona de estirâncio da área

estudada é de 5 m/s em abril e 9 m/s entre agosto e outubro, mas podendo atingir até 18 m/s

durante o mês de agosto (Chaves, 2005).


7

1.5.1.2- Ondas

A energia de ondas na costa do Rio Grande do Norte é alta o suficiente para formar e

manter extensivas praias, bem como para causar significante mobilização de sedimentos ao

longo da costa.

Os únicos registros sistemáticos de medições de ondas disponíveis para a área

estudada são aqueles obtidos mensalmente por estimativa visual na zona de arrebentação, por

pesquisadores da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, seguindo a metodologia

aplicada por Muehe (1996), nas localidades de São Bento do Norte, Galinhos, Guamaré,

Macau e Porto do Mangue. Estes dados apontam as ondas de E e NE, como o principal estado

de mar nesta região, as quais mostram alturas significativas de 10 a 80 cm e período variando

de 4 a 8 segundos.

Menores valores de períodos de onda (4 a 4.5 segundos) são observados nos meses de

maio a agosto. Os maiores valores de períodos de ondas (7.5 a 8 segundos) são observados

predominantemente nos meses de janeiro a abril. As maiores alturas são registradas

predominantemente no mês de novembro e as menores nos meses de maio a junho. O tipo de

arrebentação observada em todos os meses do ano é a mergulhante.

Por medições feitas através de ondógrafos instalados na plataforma, observou-se uma

forte relação entre o nível das marés e a altura das ondas significativas, sendo as ondas mais

elevadas nos períodos de maré enchente. Com relação aos períodos, foi observado que as

ondas de ENE e NE apresentam maiores valores da ordem de 11 segundos, características de

ondas do tipo Swell, e as ondas de leste e ESE, períodos próximos de 5 segundos,

caracterizando estas ondas como do tipo Sea.

1.5.1.3- Correntes

A Corrente Norte Brasileira flui aproximadamente paralela à quebra da plataforma,

alcançando velocidades da ordem de 30-40 cm/s, sobreposta por componentes de ondas e

marés (Knoppers et al., 1999).

Correntes de deriva litorânea fluem de leste para oeste no litoral setentrional do Rio

Grande do Norte. Ondas e correntes induzidas por ondas (20-105 cm/s) são as forças

dominantes no transporte sedimentar líquido ao longo da costa do Rio Grande do Norte.

Devido à obliqüidade dos ventos intensos, correntes litorâneas direcionadas pelos ventos

aumentam a taxa de transporte de sedimentos, enquanto as marés apresentam uma menor


8

capacidade de transporte devido às intensidades relativamente menores das correntes de maré

( 5-60 cm/s).

Isto pode ser bem observado na região pela presença extensiva de spits (esporões)

paralelos a costa (e.g Silveira 2002, Lima 2004, Souto 2004), bem como de pequenos spits

perpendiculares a costa (Silva et al. 2003). Gorini et al. (1982) já alertava que a construção e

migração de E para W de bancos submarinos no assoalho da plataforma continental da costa

NE do Estado é função da corrente Norte do Brasil e das correntes litorâneas que são

correntes da refração das ondas ENE, em um litoral essencialmente E-W.

1.5.1.4- Marés

O Rio Grande do Norte apresenta um regime de mesomarés semi-diurnas. O

parâmetro sobre variação relativa das marés - RTR observado para este setor encontra-se entre

4 < RTR < 15 (Vital, no prelo), desta forma sendo classificado no grupo de costas mistas,

dominadas por ondas e marés, de acordo com Masselink & Turner (1999). A situação geral

nesta área é de condições de alta energia de marés, provocando mobilidade contínua dos

sedimentos ao longo do fundo próximo à costa. A presença de pequenos deltas de maré

vazante ao longo dos sistemas de ilhas barreiras e foz de rios, bem como a formação de spits

perpendiculares à costa mostra a forte influencia das marés.

1.5.2- Arcabouço Geotectônico

A geologia da área estudada insere-se contexto tectono-estratigráfico da Bacia

Potiguar (Figura 1.2). Esta bacia abrange uma área total de 49.000 km2 dos quais 26.500 km2

encontram-se submersos e 22.500 km2 emersos e distribuídos entre os estados do Rio Grande

do Norte e Ceará no Nordeste do Brasil. A Bacia Potiguar está instalada na Província

Borborema (Almeida et al. 1977, Jardim de Sá, 1994), limitando-se a noroeste com o Alto de

Fortaleza (CE), que a separa da Bacia do Ceará, a sul com o embasamento cristalino, a norte

com o Oceano Atlântico na plataforma continental (isóbata de 2000 m) e a oeste com a Bacia

Pernambuco-Paraíba pelo Alto de Touros (Soares et al., 2003). O arcabouço estrutural em

rifte da Bacia Potiguar (Figura 1.2) é caracterizado na calha central emersa por grabens

assimétricos de orientação geral e predominantemente NE (grabens de Umbuzeiro, Guamaré

e Boa Vista) e NW (graben de Apodi) tais grabens são limitados por altos internos do

embasamento de trend geral NE (altos de Quixaba, Serra do Carmo e Macau), sendo

controlados por falhas lístricas normais (falhas de Carnaubais e Apodi). Estas falhas

representam as reativações das zonas de cisalhamento dúcteis brasilianas do embasamento


9

cristalino. Na porção submersa, os grabens apresentam orientação paralela à linha de costa

atual, controlados por falhas de direção geral WNW (falhas de Ubarana e Pescada), formando

plataformas marginais rasas que bordejam o gráben central em ambos os lados onde está

ausente o pacote do Eocretáceo.

BaciaPotiguar

BRASIL

1 2

34

5

6 7

8

9

10

11

12

GRABENS

1 - Apodi2 - Umbuzeiro3 - Guamaré4 - Boa Vista Altos Int.5 - Quixaba6 - Serra do Carmo7 - Macau

FALHAS 8 - Apodi 9 - Carnaubais10 - Ubarana11 - Pescada12 - Linha de Charneira de Areia Branca

+

+

+

+

+

+

+

++ + +

++ +

++ + +

+ + +

+

+

Esta bacia está situada no limite entre as margens leste e equatorial brasileira e sua

origem está ligada à evolução destes dois segmentos da placa sul-americana no Cretáceo

Inferior. A instalação da Bacia Potiguar seria assim decorrente da reativação mesozóica de

lineamentos brasilianos assinalados, nos terrenos pré-cambrianos da Província Borborema, as

extensas zonas de cisalhamento (Jardim de Sá, 1994). Estas zonas de cisalhamento foram

reativadas e/ou superimpostas por fraturamentos no Mesozóico decorrentes de processos que

culminaram com a ruptura do supercontinente Gondwana e abertura do Oceano Atlântico no

Neocomiano (Matos, 1987). A atuação destes esforços de ruptura favoreceu a instalação de

várias bacias intracontinentais menores, de caráter transtracional, e bacias marginais que

compõem o Sistema de Riftes do Nordeste do Brasil. Neste contexto, a Bacia Potiguar está

relacionada geneticamente a diversas bacias interiores que integram o Sistema de Riftes do

Nordeste Brasileiro como as bacias do Recôncavo, Tucano-Jatobá, Araripe, Rio do Peixe,

Iguatu, Jacuípe, Sergipe-Alagoas, Pernambuco-Paraíba, e bacias menores como Icó, Lima

Campos e Malhada Vermelha.

Figura 1.2 - Localização da Bacia Potiguar e Mapa do arcabouço estrutural da Bacia Potiguar. (Modificado de Bertani et al., 1990).


10

A evolução geodinâmica da Margem Atlântica Equatorial, seguindo a nomenclatura

de Matos (2000), a partir do estágio de abertura da Bacia Potiguar pode ser sintetizada na

tabela abaixo:

Tabela 1.1- Evolução geodinâmica do Atlântico Equatorial (Adaptada de Matos 2000).

ESTÁGIO CINEMÁTICA/

DINÂMICA

EVENTOS IDADE FASE

PRÉ-

TRANSTRAÇÃO

(SIN-RIFT II)

Rifts no Atlântico Central e

Sul (grabens Marajó e

Potiguar, respectivamente)

PRÉ-

BARREMIANO

PRÉ-

ESTIRAMENTO

PRÉ-

TRANSFORMANTE

SIN-

TRANSTRAÇÃO

(SIN-RIFT III)

Condições transtrativas

criaram uma série de

depocentros en echelon

com trend NW-SE através

do domínio Equatorial

BARREMIANO

A

APTIANO

ESTIRAMENTO

TRANSTRAÇÃO

DOMINADA POR

CISALHAMENTO

PURO

Deformação caracterizada

por amplas regiões

dominadas por extensão,

delimitada por zonas de

cisalhamento discretas

TRANSTRAÇÃO

DOMINADA POR

WRENCH

O movimento divergente

foi acomodado por zonas

relativamente estreitas,

responsáveis pela maior

parte do deslizamento entre

África e Brasil

TRANSPRESSÃO

DOMINADA POR

WRENCH

Um grande cinturão

transpressivo (bacias Piauí-

Camocim , Acaraú e Acre)

como resultado de um

encurtamento e

soerguimento generalizado

ao redor de uma curva

restritiva do Atlântico

Equatorial

ALBIANO

A

CENOMANIANO

WRENCHSIN-

TRANSFORMANTE

MARGEM PASSIVA

TRANSFORMANTE

Contato crosta oceânica

/continental através de uma

falha transformante ativa

PÓS-

TRANSFORMANTE

MARGEM PASSIVA Sedimentação quase

contínua como resultado de

contração termal por

resfriamento da litosfera

CENOMANIANO

AO

RECENTE

DRIFT


11

1.5.3- Litoestratigrafia da Bacia Potiguar

Araripe e Feijó (1994), revisaram e atualizaram as cartas estratigráficas sugeridas

por Souza (1982) dispondos litotipos da Bacia Potiguar em três unidades principais,

ordenadas da base para o topo em: Grupo Areia Branca, Grupo Apodi e Grupo Agulha. As

principais unidades geológicas da Bacia Potiguar ocupam toda a porção setentrional do

Estado do Rio Grande do Norte (Figura 1.3). Bertani et al. (1990) atribuíram características

genética e evolutiva à divisão estratigráfica de Souza (1982) ao relacionarem as unidades

litoestratigráficas aos três estágios tectônicos, rifte, transicional e drifte. Durante a primeira

fase, a subsidência e a sedimentação foram controladas por mecanismos de extensão e

afinamento crustal, enquanto nas duas últimas fases o resfriamento da crosta e o balanço

isostático foram os controles basicamente atuantes (Bertani et al., 1990).

Na fase rifte (Neocomiano/Aptiano) a sedimentação é representada por clásticos

continentais de alta e baixa energia. Ao longo do eixo dos grabens a sedimentação foi

tipicamente de sistemas flúvio-lacustre e ao longo das escarpas desenvolveram-se leques

deltáicos onde se depositaram conglomerados de borda incluídos na Formação Pendência (que

Figura 1.3 - Mapa geológico simplificado da Bacia Potiguar. SPA, sedimentos de praia e aluviais. Modificado de Dantas (1998).


12

incluem ainda arenitos grossos a finos com intercalações de folhelhos e siltitos). Uma cunha

clástica sintectônica referente a Formação Pescada (arenitos médios a finos com intercalações

de folhelhos e siltitos) depositada em leques aluviais associados a sistemas flúvio-deltaicos,

pelitos lacustrinos e turbiditos, também está presente nesta fase (Figura 1.4).

A fase transicional (Aptiano/Albiano) é representada pela Formação Alagamar

(folhelhos e rochas carbonáticas intercalados com arenitos) que representa um sistema lagunar

restrito com influência marinha. Esta unidade é constituída por dois membros, Upanema

(basal) e Galinhos (topo) separados por uma seção pelítica denominada de Camada Ponta do

Tubarão (CPT; Figura 1.4).

Na fase drifte (Albiano/Plioceno) foram depositadas duas seqüências sedimentares:

1) Seqüência Transgressiva: composta por arenitos fluviais grossos a médios

interdigitados, sobrepostos por folhelhos transicionais a marinhos e rochas carbonáticas de

plataforma rasa. Nesta seqüência está incluída as formações Açú, Ponta do Mel, Jandaíra e o

Membro Quebradas da Formação Ubarana.

2) Seqüência Regressiva: constituída por arenitos costeiros, rochas carbonáticas de

plataforma e folhelhos marinhos rasos a profundos com intercalações de turbiditos. Inclui-se

nesta seqüência as formações Barreiras, Tibau, Guamaré e Ubarana (Figura 1.5; Bertani et al.,

1990).

A Bacia Potiguar no âmbito de sua sedimentação é marcada por três episódios

vulcânicos: a) Formação Rio Ceará-Mirim presente na borda da bacia na forma de diques de

diabásio de direção E-W, possivelmente correlacionados a fase de abertura do rifte; b)

Formação Serra do Cuó na forma, também, de diques de diabásio de tendência alcalina; e c)

Formação Macau caracterizada por derrames de olivina-basalto intercalados com as rochas

sedimentares das Formações Tibau, Guamaré e Ubarana (Araripe & Feijó, 1994).


13

Figura 1.4 - Coluna estratigráfica proposta para a Bacia Potiguar, conforme Soares (2003, modificado de Araripe e Feijó 1994 e Pessoa Neto 1999)


14

1.5.3.1 -Grupo Agulha

As litofácies existentes na área estudadas pertencem às formações do Grupo Agulha.

Segundo Fisher et al. (1975), o modelo deposicional para o sistema Tibau-Guamaré-Ubarana

(Figura 1.5) é o de leques aluviais costeiros, interdigitados com calcários de plataforma rasa,

desenvolvida paralelamente à quebra do talude atual, seguida de folhelhos marinhos

profundos. A porção estudada compreende a plataforma interna e externa, incluindo litótipos

e sedimentos inclusos nas formações Tibau e Guamaré, respectivamente.

- Formação Guamaré (Campaniano Superior - Recente): Representa a plataforma

carbonática existente nas bacias Potiguar e do Ceará sobrepostas às formações Jandaíra e

Ubarana e cujas rochas ocorrem interdigitadas com os clásticos grossos da Formação Tibau

(Souza, 1982). Litologicamente compõe-se de calcarenitos bioclásticos, com intercalações de

calcilutitos, folhelhos e arenitos. Nesta unidade desenvolveu-se o terceiro e último sistema de

plataformas carbonáticas a se implantar na Bacia Potiguar, dentro da mega-seqüência marinha

regressiva. Neste sistema de plataformas carbonáticas, pode-se distinguir duas fases

principais: uma primeira fase, que vai do Neocampaniano ao Mioceno, onde os sedimentos

carbonáticos compunham um conjunto de seqüências progradantes de plataforma rasa; e uma

segunda fase, iniciada no Mioceno, caracteriza-se por um sistema de plataforma mistas com

caráter dominantemente agradacional.

- Formação Tibau (Campaniano Superior - Recente): Definida por Silva (1966 apud

Araripe & Feijó, 1994) para nomear os clásticos grossos interdigitados e sobrepostos aos

carbonatos da Formação Guamaré. O sistema deposicional definido para estes depósitos é o

de leques deltáicos, que estiveram presentes na sedimentação costeira da Bacia Potiguar entre

o Neocampaniano e o Holoceno. A partir do Mioceno, estes litõtipos interdigitam-se com as

rochas sedimentares continentais da Formação Barreiras e com as rochas carbonáticas

marinhas da Formação Guamaré, atuando ainda como fonte dos clásticos depositados sob a

forma de turbiditos na bacia oceânica terciária, dentro dos folhelhos da Formação Ubarana.

Os clásticos da Formação Tibau compõem, desta forma, as fácies proximais de um sistema de

leques costeiros-plataforma-talude-bacia (Pessoa Neto, 1999).


15

Figura 1.5 - Coluna Estratigráfica da Bacia Potiguar, Grupo Agulha (Adaptado de Araripe & Feijó, 1994 por Pessoa Neto 1999).


MMAATTEERRIIAAIISS EE MMÉÉTTOODDOOSS


17

Vários procedimentos foram desenvolvidos para a confecção dessa dissertação.

Estes, por sua vez, foram divididos em: (a) etapa pré-campo, etapa de campo e etapa pós-

campo.

2.1- ETAPA PRÉ-CAMPO

Consistiu em levantamento bibliográfico, tratamento das imagens de satélite e

confecção de um modelo batimétrico regional.

2.1.1- Levantamento Bibliográfico

O levantamento bibliográfico foi uma etapa permanente do trabalho, com a

finalidade de realizar um levantamento sistemático dos dados pretéritos referente aos aspectos

geológicos, geofísicos, geomorfológicos e oceanográficos da plataforma adjacente ao estuário

do Rio Apodi-Mossoró. Enfocaram-se os trabalhos já realizados anteriormente na área em

estudo, bem como em áreas próximas com contexto geológico semelhante, além de trabalhos

de outros países, com metodologias semelhantes às utilizadas nesta dissertação.

2.1.2- Processamento Digital das Imagens de Satélite

Paralelamente ao levantamento bibliográfico, houve a seleção das imagens de

satélite utilizadas neste trabalho, LANDSAT 7 ETM+ do ponto-órbita 216_063 (13/08/1999 e

20/07/2002) e do ponto-órbita 215_063 (13/06/2000). Estas imagens foram processadas

inicialmente no programa Er Mapper v 6.1, georreferenciadas pelo sistema de coordenadas da

projeção Universal Transverse Mercator (UTM). O erro médio da raiz quadrada (RMS) para a

imagem foi de ± 1 pixel, usando-se o algorítimo do vizinho mais próximo. O principal

processamento digital utilizado foi a composição colorida em RGB 123 (Figura 2.1). As

imagens foram cedidas pelo Laboratório de Geoprocessamento do Programa de Pós-

Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN/ DG.


18

Figura 2.1- Imagem de satélite LANDSAT 7 ETM+ do ponto-órbita 216_063 (13/08/1999 e 20/07/2002) e do ponto-órbita 215_063 (13/06/2000) em composição RGB 123, georreferenciado segundo o sistema de coordenadas UTM.


19

2.1.3- Confecção do Modelo Batimétrico Regional

Após o processamento das imagens de satélite, foi confeccionado o modelo

batimétrico regional no programa Surfer 8.0 (Figura 2.2), tendo como base as profundidades

obtidas na Folha de Bordo e Carta Náutica de nº 700 da DHN (1:316.000). Esse modelo tem

baixa precisão, por estar em pequena escala, mas através dele é possível a visualização da

geomorfologia regional da plataforma, e desta forma escolher os locais mais apropriados para

aquisição dos dados de campo.

2.2- ETAPA DE CAMPO

Esta etapa consistiu em duas fases: levantamento batimétrico do canal e das regiões

adjacentes, e aquisição dos parâmetros hidrodinâmicos, numa primeira fase, e posteriormente,

a aquisição de perfis sísmicos e sonográficos. Como meio flutuante foram utilizadas

embarcações de pequeno porte alugadas no local.

2.2.1- Levantamento Batimétrico e Dados Hidrodinâmicos

O levantamento ecobatimétrico ocorreu entre os dias 01 e 06 de maio de 2005,

realizado ao longo de perfis perpendiculares à linha de costa, totalizando 31 perfis (~ 850 km)

(Figura 2.3). O espaçamento entre os perfis foi de aproximadamente 1 km. Os dados foram

obtido utilizando um ecobatímetro da Odom Hidrographic Systems modelo HYDROTRAC

(Foto 2.1) operando na freqüência de 200 kHz, com resolução de feixe vertical de 0,01m. A

calibração da ecossonda de feixe vertical levou em consideração a velocidade do som de 1530

m/s para a região com base nos dados bibliográficos. O levantamento dos perfis foi

posicionado em tempo real mediante o software GPS TrackMaker v. 3.8.

Os dados hidrodinâmicos, coletados no mesmo período do levantamento

batimétrico, foram obtidos através do correntômetro da InterOcean, modelo S4. O

equipamento foi instalado dentro do canal próximo ao Porto-Ilha (Figura 2.3), a meia água (~

8 m de profundidade) na porção a oeste do canal, a fim de se medir a intensidade e direção

das correntes atuantes na região. O equipamento foi ajustado para registrar a variação do nível

d`água, a intensidade e direção da corrente numa freqüência de 2 Hz, e calcular o valor médio

desses parâmetros a cada 10 minutos. O período de fundeio correspondeu à parte de um ciclo

de quadratura e parte de sizígia.


20

Figura 2.2- Modelo batimétrico regional confeccionado a partir da Carta Náutica e Folha de Bordo Nº 700. No detalhe, tem-se o modelo digital de terreno obtido do modelo batimétrico ressaltando a presença do canal submerso do rio Apodi-Mossoró.


21

Figura 2.3- Localização dos perfis batimétricos (linhas vermelha), sísmicos (linhas cinza e sonográficos (linha azul) e a localização do correntômetro S4. Os números vermelhos são referentes a numeração dos perfis batimétricos, os números em preto são a localização dos perfis sísmicos.


22

2.2.2- Levantamento Sísmico e Sonográfico

A última etapa de campo ocorreu entre os dias 27 e 29 de novembro de 2005, a fim

de se adquirir os dados sísmicos e sonográficos. Para coleta desses dados, utilizou-se um

perfilador de subfundo tipo chirp da EdgeTech, modelo X-Star 3200-XS (Foto 2.2), operando

na faixa de amplitude de 0.5 – 6 Hz e um sonar de varredura lateral também da EdgeTech

modelo 272-TD. O X-Star permite indicações sobre a composição do fundo através do

coeficiente de reflexão obtido nos registros sísmicos de acordo com Hamilton (1970).

As linhas de sísmica rasa de alta resolução foram distribuídas dentro do canal

principal e nas duas margens do mesmo, totalizando 9 perfis (~ 136 km; Figura 2.3), de forma

a identificar o maior número de refletores sísmicos e assim permitir tecer considerações

acerca do arcabouço estratigráfico da área estudada. Os dados sonográficos foram coletados,

através de uma linha principal (~ 9 km).

Foto 2.1- Ecobatímetro Odom Hidrographic Systems interligado ao sistema de navegação GPS TrackMaker v3.8


23

O posicionamento dos perfis sísmicos ao longo do canal principal de navegação foi

efetuado com o auxílio do Global Positioning System - GPS da marca Furuno (modelo GP-

31), corrigidos com dados do Global Differential Positioning System - DGPS, também da

marca Furuno (modelo GR-80). Esta correção é efetuada via link de rádio, operando na

freqüência de 305.0 kHz, da estação base localizada em Calcanhar-RN pertencente à Marinha

do Brasil, situada na latitude de 05º10’ S e longitude 35º29’ W. Para a navegação da

embarcação e posicionamento dos perfis sísmicos foi utilizado o software GPS TrackMaker

PRO.

Todos os equipamentos utilizados pertencem ao Laboratório de Geologia e Geofísica

Marinha e de Monitoramento Ambiental (GGEMMA) do Programa de Pós-Graduação em

Geodinâmica e Geofísica da UFRN/DG.

2.3- ETAPA PÓS-CAMPO

Esta etapa consistiu no tratamento e processamento dos dados adquiridos em campo,

e posteriormente a interpretação e integração dos dados para confecção da dissertação de

mestrado. Os dados batimétricos foram processados para a confecção de um modelo

batimétrico de precisão da área. Os dados hidrodinâmicos foram utilizados para entender a

Foto 2.2- Levantamento com o perfilador sísmicos da Edgetech modelo X-Star 3200-XS.


24

dinâmica local. E os dados sísmicos e sonográficos auxiliaram no entendimento da evolução

paleogeográfica da área.

2.3.1- Processamento dos dados hidrodinâmicos

Nesta etapa, os dados hidrodinâmicos foram processados no software S4 Application

3.2.32 v. Da InterOcean Systems. Obteve-se um total de 668 registros, onde cada um possui

informações sobre o dia e a hora da coleta, a profundidade da bóia, direção e velocidade da

corrente.

2.3.2- Processamento dos dados batimétricos e confecção do modelo batimétrico da área

2.3.2.1- Montagem do Banco de Dados

Os dados batimétricos, ao chegar em laboratório, foram filtrados a fim de se eliminar

pontos errôneos tanto na profundidade quanto na localização, por efeito de interferência no

sistema de posicionamento, causado por tempestades solares. Totalizando-se no final uma

base de dados com 261.558 pontos contendo as coordenadas X, Y e Z (adquiridas em campo).

Após a filtragem, foi feita a correção das profundidades adquiridas, tendo-se como

datum o nível médio das marés coletadas pelo correntômetro S4. Esse datum foi escolhido

devido à ausência de um marcador da variação do nível da maré confiável em terra.

2.3.2.2- Confecção do modelo batimétrico

Após os dados filtrados e corrigidos, foi confeccionado o modelo batimétrico. As

principais informações sobre o processo de confecção e sobre os modelos gerados seguem

abaixo.

Desde o início dos anos 60, diversos institutos tecnológicos pesquisam a modelagem

numérica do terreno, tendo como meta desenvolver um método que represente o relevo na

forma mais fiel possível.

Segundo Felgueiras (1999), um Modelo Digital de Terreno (MDT) representa o

comportamento do relevo em uma região da superfície terrestre. Os dados de MDTs são de

fundamental importância em aplicações de geoprocessamento desenvolvidas no ambiente de

um Sistema de Informações Geográficas (SIG). Esses modelos são obtidos a partir de uma

amostragem da profundidade e/ou altitude dentro da região de interesse. As amostras são


25

processadas de forma a criar modelos digitais que vão representar a variabilidade do relevo

nessa região. Os modelos digitais são utilizados por uma série de procedimentos de análises

úteis para aplicações de geoprocessamento. As análises podem ser qualitativas ou

quantitativas e são importantes para fins de simulações e tomadas de decisão no contexto de

desenvolvimento de aplicações, ou modelagens, de geoprocessamento que utilizam SIGs.

Segundo Queiroz (2003), no processo de modelagem numérica do terreno pode-se

identificar três fases distintas:

a) Aquisição do conjunto de amostras – Obtenção de informações da superfície real que

possibilite a caracterização matemática do modelo e a geração de um suporte de amostragem.

Estes dados são, usualmente, adquiridos segundo uma distribuição irregular no plano xy, ou

seja, não existem relações topológicas definidas entre as posições dos pontos amostrados, ou

ao longo de linhas com mesmo valor de z ou mesmo com um espaçamento regular;

b) Geração do modelo – Elaboração de um modelo matemático composto por estruturas de

dados e funções de interpolação que simulem o comportamento da superfície real, podendo-se

gerar grades retangulares e triangulares através de métodos de interpolação;

c) Utilização do modelo gerado – Utilização do modelo em substituição à superfície real para

as análises descritas acima.

2.3.2.1.1- Métodos de interpolação dos dados

Geralmente, os dados estão dispostos irregularmente sobre a área em estudo,

fazendo-se necessário o uso de métodos de interpolação para a redistribuição dos dados em

uma malhar regular (grid). Os dados utilizados para a modelagem normalmente apresentam

uma geometria regular com n colunas e m linhas, com espaçamentos iguais para facilitar a

modelagem numérica. Desta forma, os valores originais das amostras são utilizados no

cálculo dos valores dos nós do grid. Diversos autores, a exemplo de Neto et al. (1999),

testaram três métodos para interpolação de dados espaciais referentes à topografia. São eles: a

mínima curvatura, o inverso da distância e a krigagem. Dentre eles, o que mais se mostrou

adequado foi a krigagem, por apresentar os melhores parâmetros estatísticos. Essa afirmação

foi confirmada por Queiroz (2003), Silva Filho (2004) e Lima (2004), donde se comprovou a

eficácia do método da krigagem como interpolador para a confecção de MDTs da plataforma

continental do Ceará.


26

Krigagem

Segundo Landim (1998), a krigagem consiste em um processo de estimação de

valores de variáveis distribuídas no espaço, a partir de valores adjacentes enquanto

considerados como interdependentes pelo semivariograma, sendo esse método tratado como

um método de estimação por médias móveis.

Um conceito importante para a krigagem é o de variáveis regionalizadas, que

correspondem a variáveis, para as quais cada observação está associada a um ponto bem

definido no espaço por suas coordenadas x, y e z, existindo variações espaciais mais ou menos

evidentes no domínio considerado (Queiroz, 2003).

A krigagem pode ser usada para:

a) Previsão do valor pontual de uma variável regionalizada, em um determinado

local dentro do campo geométrico; é um procedimento exato de interpolação que leva em

consideração todos os valores observados;

b) Cálculo médio de uma variável regionalizada para um volume maior que o

suporte geométrico;

c) Estimação do drift (tendência), de modo similar à análise de superfícies de

tendência;

A krigagem é entendida como uma série de técnicas de análise de regressão que

procura minimizar a variância estimada a partir de um modelo prévio que leva em conta a

dependência estocástica entre os dados distribuídos no espaço. Dentre as formas mais usuais,

destacam-se a krigagem ordinária e a krigagem universal.

Em todas essas situações, o método fornece, além dos valores estimados, o desvio

padrão associado ao grid, o que o distingue dos demais algoritmos à disposição. A krigagem

usa a representação da variação de um fenômeno regionalizado no espaço, a qual é feita

através de um semivariograma, que são representações gráficas das funções de distribuição de

uma determinada variável e expressam o aumento da variância com o aumento da distância na

amostragem até um limite pré-estabelecido (Maranhão, 1989).

Segundo Landim (1998), num estudo geoestatístico, a parte mais importante refere-

se à determinação do semivariograma (Figura 2.4), pois ele expressa o comportamento

espacial da variável regionalizada ou de seus resíduos, que mostram:


27

a) O alcance (a) corresponde ao tamanho da zona de influência em torno de uma

amostra, pois toda amostra cuja distância do ponto a ser estimado for menor ou igual ao

alcance fornece informações sobre o ponto;

b) A anisotropia, quando os semivariogramas se mostram diferentes para diferentes

direções de linhas de amostragem;

c) A continuidade, quando h tende para 0 (zero) e g(h) já apresenta valores não

nulos. Essa situação é conhecida como o Efeito Pepita (Co). O valor de Co revela a

descontinuidade do semivriograma podendo ser também devida a erros de medição ou ao fato

de que os dados não foram coletados a intervalos suficientemente pequenos, para mostrar o

comportamento espacial subjacente do fenômeno em estudo;

A distância relativa ao valor de g (h), no qual se atinge a estabilidade é o alcance

(range). Geralmente, o patamar de estabilidade é representado por C. Depois de obtido o

semivariograma experimental (semivariograma teórico), é necessário ajustar a forma do semi-

variograma confeccionado a uma função ou a que apresentar um melhor ajuste. Dentre os

modelos teóricos para o ajuste podemos citar os modelos lineares, gaussianos, exponenciais,

etc (Landim & Sturaro 2002).

O modelo batimétrico, confeccionado a partir da base de dados e do semivariograma

ajustado, deve ser aferido através da validação do modelo, pois em toda esta seqüência, existe

sempre um certo grau de incerteza sobre os parâmetros ajustados aos modelos.

Resumidamente, o processo de validação envolve a re-estimação dos valores conhecidos

Figura 2.4- Semivariograma teórico com seus principais elementos (Adaptado de Landim, 1998).


28

através dos parâmetros ajustados ao modelo do semivariograma. Pode-se ainda fazer a crítica

do modelo através de perfis de resíduos e seus parâmetros estatísticos.

2.3.3- Processamento dos dados sísmicos e sonográficos

Em laboratório, os dados sísmicos foram processados no software Discover Sub-

Bottom da EdgeTech, aplicando um aumento de contraste e aumento do ganho variável de

tempo (TVG) para amplificar as camadas mais profundas. O objetivo destes aumentos de

contraste e TVG é a individualização das camadas cronoestratigráficas. A palheta de cores

utilizada foi a de escala de cinza.

Após o processamento, o perfil foi interpretado levando-se em questão as principais

feições como descontinuidades e os tipos de terminações dos refletores. As interpretações

sismoestratigráficas foram baseadas em Vail (1997).

Já os dados sonográficos foram submetidos a um processamento pós-aquisição no

software Discover 560A 4.13 v da EdgeTech. Neste processamento, também se aplicou a

amplificação do sinal acústico através do aumento de contraste e do ganho variável de tempo

(TVG). Utilizou-se a palheta de cores amarela-vermelha, por considerar que esta fornece o

melhor contraste entre as diferentes feições presentes no perfil.


CCAARRAACCTTEERRIIZZAAÇÇÃÃOO GGEEOOMMOORRFFOOLLÓÓGGIICCAA


30

3.1- MODELAGEM BATIMÉTRICA

3.1.1- Suporte de Amostragem

Os dados utilizados para o suporte de amostragem foram obtidos através de

levantamento batimétrico realizado na etapa de campo. Dados com erros de posicionamento,

provavelmente relacionados a tempestade solar, foram eliminados. Os dados foram

estruturados em coordenadas UTM no Datum Horizontal WGS-84, na forma XYZ e com

profundidade em metros corrigida a partir do nível médio das maré coletado através do

correntômetro S4, num total de 261.558 pontos.

Devido ao grande número de pontos, e à impossibilidade do software de processar

essa quantidade de pontos, subdividiu-se a plataforma em três áreas menores Área 01, Área

02 e Área 03 (Tabela 3.1 e Figuras 3.1 e 3.2). A sobreposição das coordenadas de algumas

áreas é necessária para evitar o efeito de borda.

Tabela 3.1- Coordenadas limitantes das áreas modeladas.

Área X1 (m) X2 (m) Y1 (m) Y2 (m)

01 697878 718000 9464300 9481000

02 712600 728180 9464300 9481000

03 697878 728487 9451865 9465872


31

Figura 3.1- Mapa de pontos coletados no levantamento batimétrico.

Figura 3.2- Mapas das áreas subdivididas para a modelagem: (a) Área 01, (b) Área 02 e (c) Área 03.


32

3.1.2- Modelagem Batimétrica

O modelo batimétrico se resume a um modelo numérico de terreno, que representa a

disposição espacial dos dados de altitude sobre uma região da superfície terrestre. Para a

obtenção desse modelo, faz-se necessário a interpolação dos dados, a fim de se construir uma

grade regular (grid) com n colunas e m linhas, com um espaçamento igual. Desta forma, os

valores originais das amostras são utilizados no cálculo dos valores dos nós do grid

(intersecções entre linhas e colunas). Na confecção do modelo batimétrico, realizado no

programa Surfer 8.0®, utilizou-se a krigagem para confecção do grid. Esse método

apresentou excelentes resultados de média e desvio padrão para todas as áreas.

A representação da variação de um fenômeno regionalizado no espaço é feita

através do semivariograma, que pode ser definido como a metade da variância ( -

semivariância) das diferenças de valores entre sondagens separadas por uma distância h,

denominada lag (Clark, 1979). A krigagem usa informações a partir do variograma para

encontrar os pesos ótimos a serem associados às amostras com valores conhecidos que irão

estimar pontos desconhecidos. Nessa situação o método fornece, além dos valores estimados,

o erro a ele associado, o que o distingue dos demais algoritmos de interpolação (Landim &

Sturaro, 2002). Após a confecção do semivariograma, tenta-se encontrar uma função ou um

conjunto de funções (semivariograma experimental) que melhor se ajuste(m) à forma do

semivariograma teórico.

Para a modelagem das três áreas, construiu-se semivariogramas (Figura 3.3) usando

a função linear em todos os casos, a fim de se retirar a tendência embutida na amostragem

devido à dependência do valor de um ponto com relação aos valores dos pontos vizinhos. O

gradiente de profundidade aumenta da costa para a bacia oceânica, levando a um aumento

contínuo da semivariância, com a distância entre os pontos. Neste caso, é necessário primeiro

a remoção da tendência para a construção do semivariograma, sendo utilizada a krigagem

universal em detrimento da krigagem ordinária (Guerra, 1988). Após a construção, ajustou-se

os três semivariograma no modelo matemático Power. Na área 01 utilizou-se o estimador

variograma, e nas áreas 02 e 03, o estimador foi do tipo autocorrelação. Em todas as áreas

aplicou-se anisotropia. O ajuste dos semivariogramas variou de 1/3 a ¼. No programa Surfer

8.0®, o lag máximo do semivariograma é de 1/3 da distância máxima entre os pares

calculados. A restrição teórica para distâncias entre pontos utilizados na construção do

semivariograma experimental é de no mínimo um quarto da distância máxima no conjunto de


33

informações, embora a metade seja usualmente utilizada (Clark, 1979), mostrando um

resultado satisfatório dos semivariogramas obtidos.

Após a confecção dos semivariogramas, criou-se um modelo digital de terreno para

cada área (Figuras 3.4, 3.5 e 3.6) com intervalo entre os nós de 500 m. Esse intervalo foi

estabelecido após diversas tentativas com grids de nós de 250 e 1500 m, que apresentaram

muito ruído. Nas tabelas 3.2, 3.3 e 3.4 pode-se observar as características de cada grid.

Figura 3.3- Semivariogramas ajustados segundo o modelo matemático Power: (a) Semivariograma da Área 01 com estimador do tipo variograma, (b) Semivariograma da Área 02 com estimador do tipo

autocorrelação e (c) Semivariograma da Área 03 com estimador do tipo autocorrelação.


34

Fig

ura

3.4-

Map

a de

con

torn

o da

áre

a 01

. Em

det

alhe

, tem

-se

o M

odel

o D

itgita

l de

Terr

eno

com

um

âng

ulo

de r

otaç

ão d

e 32

3°.


35

Fig

ura

3.5-

Map

a de

con

torn

o da

áre

a 02

. Em

det

alhe

, tem

-se

o M

odel

o D

itgita

l de

Terr

eno

com

um

âng

ulo

de r

otaç

ão d

e 34

2°.


36

Fig

ura

3.6-

Map

a de

con

torn

o da

áre

a 03

. Em

det

alhe

, tem

-se

o M

odel

o D

itgita

l de

Terr

eno

com

um

âng

ulo

de r

otaç

ão d

e 22

4°.


37

Tabela 3.2 Parâmetros Estatísticos da Krigagem da Área 01

Tipo de Krigagem: PointPolinômio de Tendência: 2

Modelo de Semivariograma

Modelo Matemático: Power Ângulo de Anisotropia:5 Comprimento Anisotrópico: 2000 Raio Anisotrópico: 2 Escala do Variograma: 3,4 Potência do Variograma: 0,75

Somatório: 29140,407

Média:0,3037 m

Desvio Padrão: 0,58 m

Tabela 3.3: Parâmetros Estatísticos da Krigagem da Área 02.





Média:0,46m

Desvio Padrão: 0,60 m

Tabela 3.4: Parâmetros Estatísticos da Krigagem da Área 03.





Média:0,3236m

Desvio Padrão: 0,37m

Nos parâmetros estatísticos de cada modelo, nota-se uma diferença nos valores dos

desvios padrão, principalmente entre as áreas 01 e 02 e o desvio padrão da área 03. Isso

ocorre devido a diferença de amplitude de relevo de cada área. A área 01 está situada na

porção mais profunda da área, apresentando uma variação de profundidade maior. A área 02

possui o maior desvio padrão também por conter as porções mais profundas, do interior do

canal. Já a área 03 está situada na parte mais rasa da área, apresenta o menor desvio padrão

dos três modelos.

Por fim, já com os modelos criados e aferidos, montou-se um mosaico para unir os

três grids, transformando em um só modelo (Figura 3.7).


38

Fig

ura

3.7-

Map

a de

con

torn

o da

pla

tafo

rma

cont

inen

tal a

djac

ente

a fo

z do

Rio

Apo

di-M

osso

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Mod

elo

Ditg

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rota

ção

de22

2°.E

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map

afo

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ido

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aco

nfec

ção

deum

mos

áico

dos

mod

elos

das

área

s01

,02

e03

.


39

3.1.3- Estimativa de Erro na Modelagem

No processo de validação dos modelos batimétricos propostos, utilizou-se o conceito

de erro, que segundo Neto et al. (1999), é a diferença entre um valor medido ou calculado e o

valor correto. Na realidade, quando se faz modelos e simulações, não se tem o valor exato dos

dados, mas apenas valores considerados precisos e/ou acurados. Sem uma possibilidade de

determinação do erro nessas circunstâncias, o termo que se deve usar é a incerteza.

Os dados utilizados como valores corretos para o presente trabalho são as

profundidades corrigidas coletadas em capo, onde ocorre o chamado erro acidental, descrito

por Marinho & Vasconcelos (2001) como sendo erros produzidos geralmente por um grande

número de causas isoladas, que atuam em cada medição individual de forma distinta. São os

erros inerentes ao levantamento batimétrico e gerados durante o processo correção, difíceis

de computar, sendo neste caso, praticamente impossível de mensurá-los, portanto, eles não

serão levados em conta para a aferição dos modelos.

Os erros sistemáticos do processo de interpolação, que segundo Marinho &

Vasconcelos (2001), devem-se a causas que atuam de maneira determinada, e podem ser

corrigidos ou podem ser levados em conta com bastante precisão, são medidos através do

cálculo de resíduos das profundidades, que representam a diferença entre o valor correto e o

valor interpolado:

Zresidual = Zreal - Zinterpolado

O software Surfer 8.0® permite calcular os resíduos fidedignos entre os pontos reais

e os interpolados, desde que os pontos reais coincidam com as linhas e as colunas do grid.

Para tanto, foram retirados quatro perfis (Figura 3.8, 3.9, 3.10, 3.11 e 3.12) do modelo final

para a comparação dos perfis dos dados de suporte de amostragem, do grid e dos resíduos

correspondentes a cada perfil. A partir do cálculo do módulo dos resíduos dos perfis podemos

calcular o desvio padrão dos dados, este, por sua vez, servirá de limite do erro para as

amplitudes do relevo do modelo.


40

Fig

ura

3.8-

Map

a de

loca

lizaç

ão d

os p

erfis

util

izad

os p

ara

a af

eriç

ão d

o m

odel

o ba

timét

rico

pro

post

o da

áre

a.


41

Figura 3.9- Perfil 06 utilizado para aferir a validade do modelo batimétrico. Abaixo encontram-se os resíduos em módulo. Observa-se que os principais picos de resíduos ocorrem nos vales.



42




43

Da comparação dos dados do suporte de amostragem versus grid pode-se observar

que os dados do grid correspondem bem à geometria dos perfis do suporte de amostragem,

mas a superfície interpolada apresenta amplitudes de relevo, em geral, menores que as dos

dados originais, ou seja, as feições correspondentes a cristas, apresentam-se com alturas

menores que o real e vales profundos encontram-se, na grande maioria dos casos, menos

profundos. Esse efeito é devido à suavização realizada pela krigagem.

Devido a essa interpolação não tão real, é que se trabalha com o módulo dos

resíduos e principalmente com o desvio padrão, que estabelece um limite de erro da superfície

interpolada, podendo ser considerado como um limite de segurança do modelo. A partir dos

resíduos de cada perfil, podemos obter os seguintes parâmetros estatísticos dispostos na tabela

3.4 para cada perfil e para todos os perfis respectivamente.

Tabela 3.5- Parâmetros estatísticos dos perfis do modelo batimétrico.

Parâmetros (m) Perfil 06 Perfil 13 Perfil 21 Perfil 27 Perfis Totais

Somatório

Valor Mínimo

Valor Máximo

Média

Desvio Padrão

1715

0,0012

3,6

0,250

0,40

2168,76

0,00016

6.75

0,284

0,32

3568,96

0,00013

10,59

0,474

0,96

3458,88

0,00013

8,67

0,562

0,75

10928,53

0,00013

10,59

0,39

0,68

Através dos perfis e dos módulos dos resíduos verificamos que os valores maiores

correspondem a porções com amplitudes maiores, cristas e vales, onde se teve uma

extrapolação dos valores interpolados, e os menores valores estão relacionados aos relevos

mais planos. Na plataforma, o desvio padrão fornece uma margem de segurança de ± 0,68

metros representando 1,8% da amplitude de relevo (0 a 40 m de profundidade), tendo-se o

valor máximo de 10,59 e mínimo de 0,00013 m.

Os parâmetros obtidos se mostraram satisfatórios levando-se em conta que o nº de

dados que foram utilizados pela krigagem é inferior ao número total de dados no suporte de

amostragem original, devido a limitações do próprio método de interpolação, sendo esse fato

de grande importância para uma análise estatística dos dados, pois já existe um erro no

método de interpolação, além do fato de que o modelo é aferido no caráter regional. Assim

sendo, pode-se considerar um limite de segurança de ± 0,68 metros para as feições

encontradas e descritas no modelo batimétrico.


44

3.1.4- Modelo Digital de Terreno da Plataforma

A figura 3.7 mostra o mapa de isolinhas obtido a partir da modelagem dos dados

coletados em campo. No modelo digital de terreno representado pela (Figura 3.13), pode-se

observar que até a profundidade de 6 m, as isóbatas possuem um trend paralelo à linha de

costa (Figura 3.13a), apresentando um gradiente de declividade que varia entre 0,15° (nas

porções mais suaves) a 0,35° (nas porções mais íngremes), e uma média de 0,2°. Essa

declividade representa o declive de passagem do continente para o oceano, característica de

costas de margem passiva.

Após esse primeiro declive, tem-se uma porção mais plana, entre as isóbatas de 6 e 8

m, apresentando pequenas variações de declividade, com um gradiente médio de 0,05º. A

distribuição dessa porção plana é muita maior na parte oeste da área, acampanhando a

mudança da direção da linha de costa, que varia de praticamente E-W para NW-SE. Essa

variação é influenciam pela existência do alto estrutural de Icapuí (Silva Filho, 2004),

localizado a oeste da área, fora da área de estudo. Esse alto influencia fortemente a área

estudada, pois, juntamente com os elementos estruturais presentes na área (Capítulo 01), é

possível se diferenciar dois setores na área. Um no norte da área e outro na parte leste. A

porção norte (Figura 3.13b) possui um relevo plano, com um baixo gradiente de declividade

de cerca de 0,01 a 0,05°. Enquanto a parte leste (Figura 3.13c) apresenta um relevo bastante

acidentado, com desníveis e elevações, e o gradiente de declividade que varia entre 0,05° a

0,2°, nas porções mais íngremes.

Esses setores são separados pelo elemento mais importante da região: o canal

submerso do Rio Apodi-Mossoró. Esse canal possui a forma da letra “J” (Figura 3.13d) , com

duas direções principais, NW-SE e NE-SW. Na porção central da área, onde ocorre a conexão

das duas direções do canal, apresenta uma continuidade para sul (Figura 3.13e), como uma

terceira terminação do canal que não se desenvolveu.

Dentro do canal, encontram-se os maiores gradientes de declividade da área,

chegando a cerca de 1,45º e uma média de 0,40º nas bordas do canal de direção NW-SE e

0,50° nas bordas do canal de direção NE-SW. As profundidades variam de 10 nas porções da

borda do canal a 30m no vale do canal. As características deste canal serão descritas mais a

frente.


45

Figura 3.13- Detalhe do modelo digital de terreno (MDT), mostrando as diferenças de relevo: (a) Primeiro patamar de passagem do continente para o oceano, (b) porção norte com relevo plano e baixo gradiente de declividade, (c) porção leste, com relevo mais acidentado e gradiente de declividade maior, (d) canal submerso em forma da letra

“J” e (e) continuação do canal a sul.


46

3.2- GEOMORFOLOGIA DE FUNDO DA PLATAFORMA CONTINENTAL

Integrando-se as imagens processadas (Figura 2.1) na etapa pré-campo ao modelo

batimétrico (Figura 3.7 e 3.14) proposto anteriormente, foi possível a visualização da feição

geomorfológica mais marcante: o canal submerso. Além dessas ferramentas, foram utilizados

também os registros dos perfis batimétricos na descrição qualitativa e quantitativa de outras

formas de fundo identificadas e descritas abaixo, como as dunas submersas, recifes e regiões

com fundo plano. Algumas dessas feições só foram possíveis ser identificadas através dos

perfis batimétricos brutos, obtidos em campo, pois com o intervalo da célula do grid de 500m,

feições com dimensões menores que isso foram ignoradas pelo modelo.

3.2.1 – Canal submerso

O canal submarino do rio Apodi-Mossoró está situado ao largo da foz, com cerca de

30 km em forma da letra “J”, e apresenta duas direções principais: NW-SE na parte mais rasa

(com largura máxima de 5km e mínima de 3 km) e NE-SW na porção mais profunda,

estendendo-se até a isóbata de 20 m (largura média de 1,4km). As orientações do canal

apresentam as mesmas direções das principais feições estruturais observadas no continente

(Costa Neto, 1997; ver capítulo 01).

A partir da análise das imagens de satélite, é difícil a identificação de sua ligação do

canal submarino com a foz do rio, provavelmente devido à pluma de sedimentos em

suspensão próxima à costa, que impede a penetração. Entretanto, através do modelo

batimétrico, pode-se identificar esta ligação através de um pequeno canal, continuição sul do

trecho de direção NE-SW, de baixa amplitude e com cerca de 4 km de largura (Figura 3.13e).

O flanco S do setor interno da porção de direção NW-SE é abrupto, formando com

gradiente de declividade de cerca de 0,4° (Figura 3.15). O flanco N é mais suave e em

degraus, com um gradiente de cerca de 0,30° com a presença de patamares que podem

representar forma de escarpas residuais de reativação neotectônica (Stewart & Hancock,

1990) (Figura 3.15).


47

Fig

ura

3.14

- In

tegr

ação

do

mod

elo

batim

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co c

om a

s im

agen

s pr

oces

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RG

B 1

23. E

stão

loca

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s ge

omor

foló

gica

s.


48

O trecho do canal de direção NE-SW possui as maiores profundidades da área,

chegando a 30 metros de profundidade. A relação Profundidade/Largura é muito alta (Figura

3.16) o que mostra um entalhamento bastante expressivo nesta porção do canal. Este

entalhamento está relacionado tanto aos elementos estruturais NE-SW presentes na área (no

continente e na plataforma), como também a influência do alto de Icapuí a oeste da área

estudada, que causou um soerguimento da porção norte/oeste da área em relação a porção

leste. Os flancos desta parte do canal são homoclinais e abruptos, apresentando gradiente de

declividade de até 1,30° e médio de 0,8°.

Figura 3.15 - Trecho do perfil batimétrico 10 , mostrando a fisiografia do canal. Nota-se que flanco S é mais abrupto, enquanto o flanco N apresenta patamares e tem um gradiente de declividade mais suave.


49

3.2.2 – Dunas Submersas

Essas feições têm amplitude de 1 a 5 m (Figura 3.17) em relação ao fundo, com

orientação preferencial paralela em relação à linha de costa e direção das cristas NE-SW.

Ocorrem na plataforma interna, principalmente na porção leste da área (Figura 3.14). Estas

dunas geralmente apresentam comprimento de onda de 200 m a 1,5 km nas porções mais

distais da plataforma, e em alguns casos, possuem um flanco abrupto na direção W, podendo

indicar uma remobilização pelas correntes de maré vazante.

Figura 3.16 - Trecho do perfil batimétrico 23 , mostrando a fisiografia do canal. Nota-se um forte entalhamento do canal, com uma grande profundidade e uma pequena largura.


50

No perfil sonográfico (Figura 3.18), as dunas submersas são representadas por

diferentes bandas de cores. Essas bandas correspondem as cristas e vales das dunas, com

comprimento de aproximadamente 1 km. A cor e o coeficiente de reflexão indicam que,

provavelmente, as cristas são compostas principalmente por sedimentos siliciclásticos, e os

vales são formados principalmente por rochas carbonáticas. Acredita-se que a sedimentação

carbonática ocorreu durante a elevação do nível do mar no Holoceno. As construções

carbonáticas estão localizadas perto das bordas do canal. A ocorrência contínua dessas duas

feições são interpretadas como resultado de uma forte energia dentro do canal, que canaliza o

influxo clástico bacia adentro, dando condições do desenvolvimento lateral das

bioconstruções (Pessoa Neto, 1999).

Quanto à origem das dunas, faz-se necessário estudos mais específicos como

testemunhagem, datações e levantamentos sismoestratigráficos em maior detalhe. Entretanto,

baseado no conhecimento da dinâmica atual da área, supõe-se duas possibilidades. A primeira

Figura 3.17 - Trecho do perfil batimétrico 31, mostrando as dunas presentes na porção leste da área.

Figura 3.18 - Trecho do perfil sonográfico mostrando as diferenças de litologia entre os vales e as cristas das dunas (frequência de 500kHz).


51

refere-se a formação de dunas subaéreas como as atuais durante o período em que o nível do

mar encontrava-se baixo no Pleistoceno, que, após a subida do nível do mar foram emergidas

e conservadas pela ausência de uma dinâmica com energia suficiênte para modificar essas

estruturas. Outra possibilidade refere-se ao momento de subida do nível do mar, em que as

condições de deriva litorânea tivessem energia suficiente para transportar e depositar uma

quantidade de sedimentos significante, ao ponto de formar essas formas de leito.

3.2.3 – Fundo Plano

Feição com relevo plano a suavemente ondulado, com gradiente variando de 0,05°

nas porções mais próximas à costa, até 0,001° nas porções mais distais dos perfis batimétricos

(Figura 3.19). Este tipo de fundo está presente em todos os perfis batimétricos.

Na porção W da área, os trechos mais proximais à costa, possuem estruturas que

mostram discretas mega-ondulações, com comprimento de onda de cerca de 5 a 7 km, e uma

amplitude de no máximo 4 m, e mínimo de 1,5 m.

O fundo plano possivelmente desenvolve-se devido à predominância de sedimentos

bioclásticos e/ou a ausência de energia suficiente (regime hidrodinâmico) para a formação de

outras formas de leito.

Figura 3.19 - Trecho do perfil batimétrico 02 na porção NW da área, mostrando o relevo plano com gradiente de declividade muito baixo.


52

3.2.4- Recifes

Apresentam-se como feições elevadas de forma abrupta no fundo submarino.

Encontram-se principalmente na porção E da área, sendo classificadas por Costa Neto (1997)

em lineares ou isoladas e por Santos et al. (2005) em construções carbonáticas orgânicas e

recifais.

LINEARES: Estruturas lineares semelhantes aquelas encontradas por Costa

Neto (1997), ocorrem na porção E da área, entre as profundidades 15 e 20 m. Os

registros batimétricos mostram formas de paredões com o relevo variando de 4 a 10 m,

e largura de 300 a 500 m (Figura 3.20). Ocorrem de forma muito abrupta, com os

flancos quase verticais. Estes tipos de recife são chamados de “urcas”, enquanto os que

apresentam grande continuidade lateral são denominados por Costa Neto (1997) riscas.

Esta denominação está presente nas cartas náuticas da DHN e é amplamente utilizada

pelos pescadores e populações costeiras.

ISOLADOS: Estas feições situam-se principalmente na porção E da área, como

os recifes lineares. Morfologicamente, mostram um topo plano e convexo, com

amplitude de relevo de cerca de 4 m e extensão de 30 a 60 m. Ocorrem em

profundidades que variam de 8 a 20 m.

Figura 3.20 - Trecho do perfil batimétrico 28 na porção mais distal da borda do canal mostrando os recifes linerares.


53

3.3- PARÂMETROS HIDRODINÂMICOS

Os dados hidrodinâmicos encontram-se presentes para auxiliar na compreensão da

dinâmica local, e na tentativa de explicar algumas das feições geomorfológicas existentes na

área.

Os dados coletados através do correntômetro S4 forneceram informações sobre o

período, direção e velocidade das corrente, no qual é possível se entender a dinâmica e a

capacidade de transporte dessas correntes.

Os diagramas da figura 3.21 indicam a predominância das correntes na plataforma

continental adjacente à foz do rio Apodi-Mossoró, com direção ESE-WNW, sendo a maré de

vazante a de maior intensidade, apesar da maré enchente ocorrer de forma significativa na

área. O sentido e a velocidade da corrente existente na profundidade de 8 m pode ser bem

visualizado no gráfico de vetor da corrente (Figura 3.22a). Entretanto, a componente E-W é

difícil de ser observada, sendo necessário analisar os dois parâmetros individualmente. A

figura 3.22b e 3.22c mostram respectivamente o sentido de onda (em azimute) e a magnitude

de velocidade (componentes E + N). Observa-se que o sentido do fluxo apresenta uma

componente ESE-WNW associada ao regime de marés. Durante o fluxo da maré enchente, as

correntes se propagam no sentido da onda <300°, com velocidade média de 20 cm/s (Figura

3.21 e 3.22e). Durante a maré vazante o fluxo muda para >100° e as velocidades são mais

intensas atingindo em média 30cm/s. O aumento total na velocidade da corrente é certamente

devido à passagem do ciclo de quadratura para sizígia. Isto é mostrado por um aumento de

aproximadamente 1m na variação do nível de mar durante a aquisição dos dados (Figura

3.22e). A variação no valor da corrente associada à corrente de maré poderia ser causada pela

presença de correntes termohalinas, em parte, devido a entradas de água doce do rio Apodi-

Mossoró. Entretanto, não existem dados suficientes que possam comprovar esta afirmação.

0.0

50.0

100.0

150.0

200.0

250.0

300.0

Nú

mer

o d

e re

gis

tro

s

N NE E SE S SW W NW

Quadrante

Direção de Maré

Enchente Preamar Vazante Baixamar

Figura 3.21 – Diagrama de barras da freqüência da direção do vetor corrente em função dos estágios de maré, indicando a predominância da maré de vazante de E-W.


54

Figura 3.22 – Parâmetros hidrodinâmicos processados a partir dos dados obtidos pelo correntômetro S4: (a) diagrama de vetor da corrente, (b) sentido de onda (em azimute), (c) magnitude das velocidades, (d) temperatura e (e) profundidade da coluna d`água indicando os fluxos de maré.


55

As máximas, médias, mínimas e desvio médio das intensidades das correntes na

plataforma continental são mostradas na Tabela 3.5, juntamente com a direção predominante.

O tratamento geoestatístico, através do cálculo do desvio padrão, no processamento deste tipo

de dado oceanográfico é importante para calcular a média mais próxima do real dos valores

medidos, já que as altas ou baixas intensidades das correntes podem ser causadas por outros

processos costeiros (Frazão, 2005).

Tabela 3.6- Valores máximo, mínimo, médio e desvio padrão das intensidades das correntes na área. Estação S4 Máxima-

Corr.(cm/s) Mínima-

Corr.(cm/s) Média-

Corr.(cm/s)Desvio Padrão Direção das

correntes

Porto-Ilha 36,72 0,20 16,40 8,70 E-W

A intensidade máxima das correntes (36,72 ± 8,7 cm/s), pelo menos para o período

medido, não tem competência para transportar grandes quantidades de sedimentos, sendo

descartada a hipótese de que as dunas submersas foram formadas por transporte sedimentar

recente na plataforma. Entretanto, é possível que ocorra a remobilização de parte desse

sedimento, tendo em vista que essa velocidade tem competência para transportar pequenas

quantidades de sedimentos no sentido ESE-WNW, possivelmente gerado por uma circulação

residual anti-horário da força de Coriolis, formando as cristas de direção NE-SW. Frazão

(2005), para a região do canal do rio Açu, atribuiu a manutenção da morfologia das dunas

submersas à predominância do estágio de maré vazante. O mesmo pode ser atribuído para o

canal do rio Apodi-Mossoró.

O conhecimento da direção e intensidade das correntes na área estudada é de

fundamental importância não só no conhecimento do transporte sedimentar, mas também num

possível derramamento de hidrocarbonetos, para se prever a migração da pluma contaminante.

Para tanto, faz-se necessário um estudo mais detalhado do regime de ventos (direção e

intensidade) da área estudada.


EEVVOOLLUUÇÇÃÃOO PPAALLEEOOGGEEOOGGRRÁÁFFIICCAA DDOO

PPLLEEIISSTTOOCCEENNOO//HHOOLLOOCCEENNOO


57

4.1- INTRODUÇÃO

A plataforma continental adjacente à foz do Rio Apodi-Mossoró é carente de estudos

específicos sobre sua evolução paleogeográfica. Neste capítulo, baseado na interpretação de

perfis sísmicos de alta resolução (trechos expostos o trabalho estão localizados na Figura 4.1),

pretende-se descrever as sismofacies existentes nessa porção da plataforma do Rio Grande do

Norte e tentar entender a evolução paleogeográfica desta região do Pleistoceno até o recente.

Devido às condições oceanográficas, altura das ondas, ventos entre outras, fez com

que o perfilador sísmico oscilasse bastante, registrando em algumas horas, feições de ruídos e

ondulações, noutras a ausência de registro devido à formação de bolhas de ar que impediram

do som se propagar.

Figura 4.1- Imagem de satélite LANDSAT 7 ETM+ com o modelo batimétrico proposto, mostrando a localização dos trechos dos perfis sísmicos 02 e 03 exemplificados.


58

4.2- ANÁLISE E INTERPRETAÇÃO DOS PERFÍS SÍSMICOS

Foram escolhidos dois trechos de perfis sísmicos obtidos dentro do canal e na borda

oeste, considerados mais representativos das feições observadas no estudo sísmico (Figura

4.1, 4.2 e 4.3). Nesses perfis foram observadas basicamente as mesmas feições identificadas

por Schwazer et al. (2005) na região da foz do rio Açu.

O canal existente na foz do Rio Apodi-Mossoró pode ser relacionada com um vale

de um rio escavado, agora afogado, e preenchido com depósitos sedimentares pleistocênicos e

holocênicos, semelhante ao que Schwazer et al (2005) encontraram para a foz do rio Açu.

No perfil 02, na borda oeste do canal, e no perfil 03, longitudinal no interior do

canal, podem ser identificados cinco feições sísmicas mais marcante: (i) um forte refletor

(Figura 4.2a), presente em todos os perfis; (ii) conjunto de refletores com padrão obliquo

(sismofácies obliquas; Figura 4.2b), (iii) conjunto de refletores paralelos (sismofácies

paralelas; Figura 4.2c) e (iv) feições elevadas denominadas de estruturas em mesa (Figura

4.2d), a exemplo de Schwazer et al (2005) na região do rio Açu.

Figura 4.2- Porções do perfil sísmico 03, mostrando em detalhe as principais feições encontradas e descritas neste trabalho: (a) refletor forte, presente em todos os perfis, (b) refletores apresentando um padrão obliquo; (c) refletores paralelos sub-horizontais e (d) estruturas em mesa. Para localização, ver figura 4.4 (perfil 03).


59

O refletor mais marcante, denominado aqui de horizonte I, encontra-se presente em

todos os perfis, praticamente contínuo, estando ausente somente nos trechos que se tem

ausência de sinal. O horizonte I está, na maioria dos casos, entre o intervalo de 40 e 50 ms,

marcando a presença de vales incisos nas porções mais profundas, com uma geometria típica

de corte e preenchimento (Figura 4.3). Este refletor divide o pacote sedimentar em uma seção

superior, caracterizada por sismofácies obliqua e uma seção inferior caracterizada por

sismofácies paralelas.

A sismofácies obliqua (Figura 4.4) representa a deposição de sedimentos

preenchendo de forma progradacional os vales incisos. Há um aumento na ocorrência desta

sismofácies à medida que se distancia da costa. O baixo contraste da impedância acústica

impede a diferenciação exata entre terminações de refletores em toplap e downlap, no entanto,

os refletores indicam um mergulho no sentido N-NE.

A sismofácies paralela está presente principalmente no interior do canal,

preenchendo os vales incisos (Figura 4.3 e 4.4). As espessuras desses pacotes variam de 10 a

30 ms. As menores espessuras correspondem às camadas existentes abaixo do horizonte I, e

as maiores correspondem às camadas acima deste horizonte, preenchendo os vales incisos e as

estruturas em mesa. Nos vales incisos, apesar do baixo contraste da impedância acústica, as

terminações dessas camadas aparentam ser em onlap.


60


61


62

As estruturas em mesa, denominação dada a geometria particular (Figura 4.3 e 4.4)

são delimitadas acima por um forte refletor, presente em perfis no interior do canal e na borda

e apresentam um comprimento de cerca de 200m, sendo recoberta por sedimentos (Figura

4.4). Os sedimentos existentes em ambos os lados da estrutura em mesa, apresentam uma

inclinação com gradiente de cerca de 0,08° (Figura 4.3).

4.3 - DISCUSSÃO

Schwazer et al (2005) desenvolveram estudos sísmicos de reflexão de alta resolução

na plataforma setentrional do Rio Grande do Norte, na região adjacente ao Rio Açu. Esses

autores fizeram uma análise sismoestratigráfica para esta região da plataforma continental

brasileira, discutindo o significado de cada feição identificada e definindo sete unidades

sismoestratigráficas:

As camadas paralelas presentes acima do horizonte I foram denominadas de

Unidade I. As sismofácies oblíquas reconhecidas na figura 4.4, chamadas por Schwarzer et al.

(2005) de estruturas sigmoidais foram classificadas como Unidade II. A Unidade III de

Schwazer et al (2005) corresponde as finas camadas de baixa percepção abaixo do horizonte

I. A Unidade IV representa as estruturas de vale inciso, presentes na maioria dos perfis aqui

estudados. A Unidade V é representada pelas estruturas caóticas. A Unidade VI representa a

estrutura em mesa. E a Unidade VII representa vales incisos encontrados abaixo da Unidade

V.

Seguindo esta mesma classificação foram identificadas neste trabalho as unidades I,

II, IV e VI (Figura 4.4).

A origem dessas feições sísmicas encontradas na foz do Rio Apodi-Mossóro podem

ser relacionadas aos estágios de regressão e transgressão durante o Pleistoceno e o Recente.

Durante o Neopleistoceno, cerca de 20.000 A.P., período em que no máximo glacial, o nível

do mar desceu 107 m abaixo do presente (Peltier, 1998), atingindo a borda da plataforma, e

proporcionando a incisão de vales e canais na mesma. Nesse processo regressivo e

transgressivo, houve o entalhamento e preenchimento do canal submerso do rio Apodi-

Mossoró.

Durante a instalação deste canal, houve a migração do seu leito, formando a série de

vales incisos aqui encontrados. Esses vales recortaram sedimentos marinhos durante o

rebaixamento do nível do mar, e foram preenchidos durante a subida do nível do mar com

Formatado: Português


63

uma estrutura cut and fill (Unidade IV). Esse processo pode indicar uma força erosional do rio

durante as condições de mar baixo.

Acima da Unidade IV ou em contato com o horizonte I, encontra-se a Unidade I, que

é composta por camadas de sedimentos paralelos sub-horizontais provavelmente depositados

durante a transgressão do Holoceno Superior até o presente.

Este horizonte representa uma descontinuidade que separa os sedimentos do

Pleistoceno e Holoceno Inferior dos sedimentos do Holoceno Superior, funcionando como um

limite Pleistoceno/Holoceno.

As sismofácies obliquas são observadas na Unidade II, na transição entre o horizonte

I e as camadas paralelas horizontais e sub-horizontais. De acordo com Mitchum et al, (1977) a

configuração similar dos refletores sísmicos é indicativo de uma elevação do nível do mar

combinado com um alto suprimento sedimentar, que permite a formação de topset agregado

simultaneamente com a progradação em foreset. Para a área em estudo, acredita-se que essas

sismofácies foram formadas durante a elevação do nível do mar acompanhado pela

progradação da linha de costa. As estruturas encontradas não permitem a distinção entre esses

cenários, se as sismofácies oblíquas estão organizadas com acamamento topset. Entretanto, o

ligeiro aumento na profundidade da Unidade II pode ser evidência da formação desta unidade

durante um intervalo de queda do nível de mar ou de estagnação, ou ainda de um aumento

periódico na fonte de sedimento com sugerido por Schwarzer et al. (2005) para a foz do Rio

Açu.

A estrutura em mesa, que representa a Unidade VI, indica a existência de uma

atividade tectônica recente, interpretada como um soerguimento ocorrido provavelmente

durante o Pleistoceno, devido a simetria dos sedimentos da Unidade I, tanto a oeste quanto a

leste da estrutura. Esses sedimentos não são interrompidos nos flancos e suas espessuras

diminuem em direção ao topo. A Unidade VI é soterrado pela Unidade I. O soerguimento

provavelmente deve ter ocorrido durante o Pleistoceno ou o Holoceno Inferior.


64


CCOONNCCLLUUSSÕÕEESS EE RREECCOOMMEENNDDAAÇÇÕÕEESS


66

A plataforma continental adjacente a foz do rio Apodi-Mossoró está situada em uma

região tectonicamente ativa, com estruturação herdada do embasamento pré-Cambriano e

bacias geradas na abertura do Atlântico Equatorial, que influenciaram em toda a estruturação

da mesma. Essa área possui características peculiares, influenciada pela tectônica,

sedimentação e a dinâmica local em tempos pretéritos e atuais, sua evolução se deu

semelhante as demais porções da plataforma setentrional do Rio Grande do Norte.

O uso de imagens de satélites processadas digitalmente com composição de banda

123 mostrou-se bastante satisfatória para a identificação de estruturas geomorfológicas de

mega-escala presentes no substrato oceânico.

Através de um modelo batimétrico preciso, pode-se identificar algumas feições

marcantes dessa porção da plataforma, como por exemplo, na porção mais próxima a costa

(até aproximadamente 6m de profundidade), as linhas batimétricas encontram-se com um

trend principal paralelo a linha de costa (de direção E-W), representando a passagem do

continente para o oceano, característico de margem passiva. Após esse patamar, tem-se uma

zona mais plana, interrompida pela presença do canal submerso do rio Apodi-Mossoró. Este

por sua vez, está presente na área como a feição geomorfológica mais marcante, com forma

da letra “J”, possui duas direções principais (NW-SE e NE-SW), fortemente controlada por

fatores estruturais. A porção norte da área apresenta-se ligeiramente elevada e com um

declividade muito baixa, em relação a porção leste. Isso pode ser justificado pela existência

do alto estrutural de Icapuí, localizado a oeste, fora da área de estudo. A sul do canal há a

presença de um braço do canal na direção NE-SW que funciona como a ligação do canal com

o continente.

Integrando-se as imagens de satélites processadas com o modelo batimétrico pode-

se qualificar e quantificar as principais feições geomorfológicas da área como, por exemplo, o

canal submerso; dunas submersas; recifes e o fundo plano.

O canal possui duas feições importantes pela diferença de direções. A porção do

canal de direção NW-SE apresenta menores profundidades, uma maior largura, flancos mais

suaves e um fundo mais plano. Enquanto a porção de direção NE-SW apresenta

profundidades maiores, chegando a atingir cerca de 30 m, uma menor largura, flanco mais

abrupto e um maior entalhamento na plataforma. Essas diferenças podem ser justificadas por

fatores tectônicos: tanto pelas falhas estruturais presentes nessa porção da área, que com um


67

comportamento diferenciado, causaram essas diferenças, como também pela presença do alto

de Icapuí.

Acredita-se que as dunas submersas foram originadas durante o nível de mar baixo,

e retrabalhadas pela dinâmica costeira local. Entretanto não podemos descartar a hipótese da

formação das dunas por ação da dinâmica oceânica no período de subida do mar, que poderia

ter capacidade de transportar e depositar uma grande quantidade de sedimentos, e assim

formar essas estruturas. A diferença de tonalidade nos perfis sonográficos mostra os vales

(possivelmente formado por carbonático) e as cristas (formado por rochas siliciclásticas) das

dunas, com comprimento de onda de cerca de 1 km.

Os recifes também foram esculpidos durante o período de descida e subida do nível

do mar, podendo representar antigas linhas de costa.

O fundo plano possivelmente desenvolveu-se devido à predominância de sedimentos

bioclásticos e/ou a ausência de energia suficiente (regime hidrodinâmico) para a formação de

outras estruturas. Essa ausência de energia pode está relacionada a presença do alto estrutural,

que barra as correntes de deriva litorânea, fazendo com que essas desloquem-se para noroeste.

Os dados hidrodinâmicos mostraram uma direção principal ESE-WNW, com

velocidades de mais de 30 cm/s, possivelmente causada por uma componente residual da

força de Coriolis, proporcionando uma pequena remobilização dos sedimentos gerando cristas

de direção NE-SW. Essas correntes não são responsáveis pela formação das dunas submersas

encontradas na área, mas justificam a provável migração e remobilização atual dos

sedimentos. O conhecimento dessas características de velocidade e direção das correntes de

maré, juntamente com estudos mais específicos dos ventos atuantes na região é importante

para a previsão de migração de plumas contaminantes num possível derramamento de óleo na

região.

A evolução paleogeográfica desta área durante o Pleistoceno/Holoceno, está

relacionada ao último máximo glacial, no Pleistoceno, em que a plataforma continental foi

exposta, permitindo que sedimentos da Formação Barreiras/Tibau fossem esculpidas pelo

paleo rio Apodi-Mossoró, formando vales incisos que foram soterrados e preenchidos com

estruturas sigmoidais seguindo a migração do rio. O canal principal foi preenchido e

parcialmente soterrado durante a subida do nível do mar (no Holoceno) resultando na

sedimentação de camadas paralelas acima do horizonte I. A presença de estruturas em mesa,

acompanhada pela não deformação das camadas paralelas, evidenciam uma atividade


68

neotectônica no Pleistoceno Inferior/Holoceno Superior, sugerindo um soerguimento desta

porção da margem.

Os dados aqui obtidos certamente avançam no conhecimento sobre a geologia e

geomorfologia desta porção da margem continental brasileira. Este tipo de estudo é essencial,

tendo em vista o alto valor econômico na região nos setores petrolíferos, salineiros e

turísticos. Em função destes dados aqui apresentados deixamos as seguintes recomendações:

Estudo mais detalhado de ventos e ondas para um melhor entendimento da

dinâmica local e dos fatores que influenciam esta dinâmica;

Coleta de amostras superficiais de sedimento para a calibração das feições

encontradas no perfil sonográfico;

Análise Morfo-estrutural de detalhe para avaliar as reais influencias

tectônicas na geomorfologia da área;

Análise mais detalhada da sismoestratigrafia da região para um melhor

entendimento da origem das dunas submersas e da evolução paleogeográfica

mais antiga da região.

RREEFFEERRÊÊNNCCIIAASS BBIIBBLLIIOOGGRRÁÁFFIICCAASS

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AANNEEXXOOSS

AANNEEXXOO 0011

CCaappííttuulloo ddee lliivvrroo aa sseerr ppuubblliiccaaddoo eemm uumm vvoolluummee eessppeecciiaall

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GEOMORFOLOGIA DE FUNDO DA PLATAFORMA CONTINENTAL

ADJACENTE A FOZ DO RIO APODI, RN

SAMIA FREIRE LIMA 1; HELENICE VITAL 2

Resumo O uso integrado de imagens de satélite e perfis batimétricos permitiu a identificação de morfologias de fundo presentes em grandes escalas. A plataforma continental norte do estado do Rio Grande do Norte é recortada por diversos canais submarinos, como, por exemplo, o do Rio Apodi. Este canal localiza-se no extremo oeste do estado, e foi escavado durante a última queda do nível do mar durante o Quaternário. O canal possui duas direções principais: NW-SE e NE-SW, que são controladas pelas principais estruturas da Bacia Potiguar. Paralela a linha de costa, tem-se a formação de bancos longitudinais, situados na plataforma interna, originados pelo sistema de circulação das correntes de deriva locais. Já os recifes representam registro de antigas linhas de costa. O fundo plano desenvolveu-se devido à ausência de energia de trasnporte suficiente para formar outras estruturas. Um modelo regional serviu de base para a vizualização das feicões, e com um posterior processamentos dos dados batimétricos e a confecção de uma MDT de semi-detalhe e uma análise morfo-estrutural de detalhes, será possível uma desc rição mais detalhada da morfologia da área e das estruturas que a influenciam. Palavras-chave: [Geomorfologia, Cânion Submarino]

Abstract The integrated use of satellites images and bathymetric profiles provided the identifications of the morphologies bottom in mega-scales. The north continental plataform from “Rio Grande do Norte” states is cut by the main rivers valleys, as the Apodi river. This canyon meets in the extreme west of the state and was excavated during the fall of the sea level in the Quaternary. This channel has two main directions: NW-SE and NE-SW, which are controlled for the Potiguar Basin structures. The formation of longitudinal banks happens for the rework of the internal platform, for the local system of circulation, and the reefs represent registers of old shorelines. The bottom plan is developed due to absence of enough energy for the formation of other structures. With the processing of the bathymetric data and the development of a Digital Terrain Model (DTM) and one it analyzes morfo-structural of detail, it will be possible the quantification more detailed of the geomorphologic frame and the structures that influence them. Key-Words: [Geomorphology, Submarine Canyon]

INTRODUÇÃO A margem continental é uma região propícia para a acumulação de recursos minerais energéticos. O Brasil possui cerca de 8.000 km de litoral e 4,2 milhões de km2 de Plataforma Continental Jurídica (PCJ), o que lhe confere uma posição estratégica e privilegiada em termos da explotação sustentável dos recursos do mar sendo ainda uma região pouco conhecida. As bacias marginais brasileiras apresentam grande potencial gerador e acumulador de petróleo, tendo sido formadas, em sua grande maioria, durante o

processo de abertura do Oceano Atlântico Sul e Equatorial (Lima, 2004).

Para viabilizar e auxiliar a prospecção busca-se constantemente tecnologias que têm por finalidade a identificação de feições que caracterizem a acumulação e transporte de óleo e/ou gás, ou ainda a identificação de sistemas de cânions, através da quebra da plataforma continental, conectada a uma bacia de drenagem.

Os cânions submarinos contribuem de forma relevante para o desenvolvimento morfológico e

1- Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, UFRN- Rua Afrânio Peixoto nº 965, Ap 302, CEP: 59.030-210- Natal, RN . E-mail: [email protected] Departamento de Geologia – UFRN/ Grupo de pesquisa em Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento. Ambiental- PPGG.ENDEREÇO E-mail: [email protected].

sedimentar nas margens continental. Seu estudo é de extrema importância para o conhecimento geológico da topografia submarina, da distribuição de fácies sedimentares e para a compreensão do significado geológico de obstáculos, sob ponto de vista tectônico. O estudo de cânions também é importante para responder a questões sobre a estabilidade do talude para a locação de plataformas de perfuração e de produção de petróleo.

O cânion do Rio Apodi está situado no litoral setentrional do estado do Rio Grande do Norte, na plataforma continental adjacente a sua foz (Figura 01). É inserido tectonicamente na bacia Potiguar submersa. A origem dessa bacia está diretamente ligada à evolução da margem continental brasileira, a partir da fragmentação do continente Gondwana, iniciada no Juro-Triássico.

Este trabalho foi originado a partir dos dados utilizados para a confecção da dissertação de mestrado da autora. Nesse estudo, busca-se caracterizar geomorfologicamente as formas de fundo dessa plataforma, usando como base, imagens de satélites e perfis ecobatimétricos.

MÉTODOS E TÉCNICAS A realização deste trabalho ocorreu ao longo de três etapas principais:

(a) Pré-campo: levantamento bibliográfico, tratamento das imagens de satélite e confecção de um modelo regional, tendo como base a Carta Náutica Nº 700;

(b) Campo: Levantamento batimétrico do cânion e regiões adjacentes;

(c) Pós-campo: interpretação dos dados, e confecção de trabalhos.

As imagens de satélites utilizadas neste trabalho foram obtidas pelo satélite LANDSAT 7ETM+ do ponto-órbita 216_063 (13/08/1999 e 20/07/2002) e do ponto-órbita 215_063 (13/06/2000). Estas imagens foram processadas inicialmente no programa ER MAPPER v 6.1, georreferenciado pelo sistema de coordenadas da projeção Universal Transverse Mercator (UTM). O erro médio da raiz quadrada (RMS) para a imagem foi de ± 1 pixel,usando-se o algorítimo do vizinho mais próximo. O principal processamento digital utilizado foi a Composição Colorida em RGB 421. As imagens

Figura 1. Mapa de localização da área em estudo, incluindo as principais feições identificadas pela imagem de satélite, as linhas de navegação e os trechos dos perfis descritos.

foram cedidas pelo Laboratório de Geoprocessamento do Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN/ DG.

Para uma visualização regional da área estudada, confeccionou-se um modelo preliminar (Figura 02) baseado nas cotas batimétricas da Carta Náutica nº 700, de escala 1:316.000. O acurácia desse modelo não é alta, por está em escala pequena, mas através dele é possível a visualização regional da morfologia do canal.

O levantamento ecobatimétrico foi realizado ao longo de perfis perpendiculares a linha de costa, totalizando 31 perfis. O espaçamento entre os perfis foi de aproximadamente 1 km. Os dados foram coletados na embarcação Asteomar IV (Figura 03a) obtidos utilizando–se um ecobatímetro da Odom Hidrographic Systems

modelo HYDROTRAC operando na freqüência de 200 kHz, com resolução de feixe vertical de 0.01m. A calibração da ecossonda de feixe vertical levou em consideração a velocidade do som de 1530 m/s para a região com base nos dados bibliográficos. O levantamento dos perfis foi posicionado em tempo real mediante o software GPS TrackMaker v. 3.8 (Figura 03b).

RESULTADOS Em quase todas as plataformas continentais estudadas, tem sido verificado indício de osci lações do nível do mar durante o Quaternário (Curray, 1969). Na plataforma brasileira, patamares erosionais, faixas

arenosas em desequilíbrio com o ambiente atual de deposição e faunas litorâneas encontradas em profundidade indicam uma semelhança histórica de variação eustática durante esse período (Santos, 1972). O evento mais recente ocorreu durante a última glaciação, quando o nível do mar estacionou a 110 m abaixo do atual, há aproximadamente 18.000 A.P. (Lima, 2004). Durante esse período,

Figura 2- Modelo digital desenvolvido a partir da Carta Náutica Nº 700, para servir como base do levantamento batimétrico.

Figura 3. (A) Barco Asteomar IV, utilizado para a aquisição dos dados. (B) Ecobatímetro Odom Hidrographic Systems i nterligado ao sistema de navegacao GPS TrackMaker v3.8.

formou-se as feições geomorfológicas encontradas na área, juntamente com o crescimento acentuado de algas coralíneas. A formação de bancos longitudinais se dá pelo retrabalhamento da plataforma interna, devido ao sistema de circulação local.

Baseado nas imagens de satélite, identificou-se as seguintes feições: canal do rio, fundo plano e Bancos arenosos longitudinais. Pela descrição dos perfis, além dessas feições supracitadas, identificaram-se recifes isolados e alinhados,

bancos algários e patamares diversos separados por múltiplas quebras.

Canal Submarino O canal submarino do rio Apodi está situado ao largo da foz, com cerca de 28 km, e possui duas direções principais. A parte mais rasa é NW-SE (com largura média de 4,5km) e a mais profunda possui direção NE-SW (com largura média de 5 km na mudança de direção com aproximadamente 1 km no trecho mais longo, podendo em certas porções, ter uma largura maior) (Fig. 04a e 04b), estendendo-se até a isóbata de 20 m. As orientações do canal apresentam as mesmas direções das principais feições estruturais observadas no continente (Costa Neto, 1997).

Pelas imagens, a identificação de sua ligação com a foz do rio é difícil devido à pluma de sedimentos em suspensão próximo à costa, que impede a penetração. Entretanto, através dos perfis batimétricos, pode-se identificar um pequeno canal, de baixa amplitude e com cerca de 4 km de largura.

O flanco S do setor interno da porção de direção NW-SE é abrupto, com a presença de patamares que podem representar forma de escarpas residuais (Stewart & Hancock, 1990), formando degraus, com gradiente de cerca de 1:100 para cada patamar (Fig. 04a). O flanco N é mais suave, com um gradiente de cerca de 1:400 (Fig. 04a).

O canal possui um fundo em forma de “U” (Figura do fundo) devido à deposição de sedimentos trazidos pelo rio do continente, e sedimentos marinhos trazidos pela deriva litorânea.

Dunas Submersas São feições com uma elevação de cerca de 3 a 5m em relação ao fundo, com orientação preferencial paralela em relação à linha de costa. Ocorre principalmente na porção W da área, na plataforma interna (figura da imagem de satélite). Geralmente apresentam comprimento de onda 400 m a 1,5 km (Fig. 05) nas porções mais distais da plataforma, mostrando flanco abrupto em direção ao mar profundo, indicando um transporte na direção offshore, provavelmente por correntes de maré vazante.

A

B

Fundo Plano Feição com relevo plano, a suavemente ondulando, com gradiente variando de 1:1.700 nas porções mais próximas a costa até 1:10.000 nas porções mais distais dos perfis batimétricos (Fig. 06). Este tipo de fundo está presente em todos os perfis batimétricos.

Na porção W da área, os trechos mais proximais a costa, possuem mega-ondulações muito discretas, com comprimento de onda de cerca de 5 a 7 km, e uma amplitude de no máximo 4 m, e mínimo de 1,5 m.

Recifes Apresentam-se como estruturas elevadas abruptamente no fundo submarino. Encontram-se principalmente na porção E da área, sendo classificadas por Costa Neto (1997) em lineares ou isoladas e por Santos et al. (submetido) em orgânicos e inorgânicos.

LINEARES Semelhantes às estruturas encontradas por Costa Neto (1997), ocorrem no

E da área, entre as profundidades 15 e 20 m. Os registros batimétricos mostram formas de paredões com o relevo variando de 4 a 10 m, e largura de 300 a 500 m. Ocorrem de forma muito abrupta, com os flancos quase verticais.

Segundo Costa Neto (1997), estes tipos de recife são chamados de “urcas”, enquanto os que apresentam grande continuidade lateral são denominados riscas. Esta denominação está presente nas cartas náuticas da DHN.

ISOLADOS Também encontradas por Costa Neto (1997), estas feições situam-se principalmente na porção E da área, como os recifes lineares. Morfologicamente, mostram um topo plano e convexo, com amplitude de relevo de cerca de 4 m e extensão de 30 a 60 m. Ocorrem em profundidades que variam de 8 a 20 m.

Segundo Costa Neto (1997), estas feições são denominadas localmente de “cabeços”.

a

bFigura 4. Perfis referentes ao canal submarino do rio Apodi. (a) Representa a porção do canal com direção NW-SE, em que se tem uma largura maior. Ressalta-se na borda S, a presença de dois patamares podem representar forma de escarpas residuais, enquanto na borda d esses patamares não ocorrem.

DISCUSSÕES A feição geomorfológica mais proeminente da área em estudo é o canal ao largo do rio Apodi. Apesar de não se identificar à conexão com o continente pelas imagens de satélite, essa ligação foi identificada através de canais de menor expressão nas porções mais internas dos perfis mais a W da área. Este canal foi escavado em sedimentos da Grupo Barreiras e/ou Formação Tibau durante o nível do mar baixo, a uma profundidade de no mínimo 20m em relação ao nível de mar atual (Costa Neto, 1997).

A estruturação do canal está diretamente relacionada com planos de fraqueza relativos as estruturas tectônicas NW e NE da plataforma continental. Na porção do canal com estruturação NW-SE, os patamares que ocorrem no flanco S, podem está relacionados a rejeito de falha, funcionando como escarpas residuais de reativação neotectônica. Essas escarpas criam uma borda mais abrupta, enquanto a ausência de escarpas no flanco N proporciona uma borda mais suave. Schwarzer et al (in press) descrevem feições semelhantes para o canal do rio Açu.

A origem dos bancos arenosos longitudinais está relacionada ao fluxo E-W de transporte de sedimentos pela deriva litorânea, ventos, ondas e marés. A direção do flanco mais abrupto para offshore indica a presença de uma componente de transporte de direção S-N, relacionada as correntes de maré.

Os recifes lineares representam antigos alinhamentos de arenitos de praia (beach rocks),formados durante o período de estabilização do nível do mar (Costa Neto, 1997). Segundo Oliveira (1990), os arenitos de praia ocorrem geneticamente ao longo de toda a linha de costa atual e em toda a plataforma continental.

Os recifes isolados são testemunhos dos sedimentos do Grupo Barreiras e/ou Tibau que foram erodidos durante períodos de mar transgressivo e que posteriormente serviu de substrato para o crescimento de sedimentos biogênicos.

O fundo plano desenvolve-se devido a predominância de sedimentos bioclásticos e/ou a

Figura. 5. Dunas submersas presentes no extremo leste da área, indicando um transporte na direção offshore, provavelmente por correntes de maré vazante.

Figura 6. Relevo plano, a suavemente ondulando, representado em um perfil das porções mais proximais da costa.

ausência de energia suficiente para a formação de outras estruturas.

CONCLUSÕES A integração do uso de imagens de satélites e perfis batimétricos mostrou-se bastante satisfatório na identificação de feições geomorfológicas de mega-escala, como os bancos longitudinais e as bordas do canal. Já para as estruturas de menor escala, não se mostrou tão satisfatório.

Essa porção da margem potiguar é resultado da exposição da plataforma continental ao longo do Quaternário, em que ocorreu a erosão, atingindo sedimentos clásticos grosseiros do Grupo Barreiras e Formação Tibau, esculpindo vales incisos de grande extensão, cortando a faixa costeira e toda a plataforma (Costa Neto, 1997). O canal do rio Apodi teve um controle tectônico muito forte, de estruturas com direções NW-SE e NE-SE, influenciada por estruturas continentais.

As feições como bancos arenosos e recifes estão sob influência da dinâmica costeira local. Os bancos arenosos foram originados da ação de marés, ondas e ventos. Já os recifes foram originados nos períodos de baixa de mar, mas atualmente têm sido esculpidos pelos processos costeiros.

Com o processamento dos dados batimétricos e o desenvolvimento de um Modelo Digital de Terreno (MDT) e uma analisa morfo-estrutural de detalhe, será possível a quantificação mais detalhada das feições geomorfológicas e as estruturas que as influenciam.

Agradecimentos

Agradecimentos ao PRH-ANP 22 pela concessão de bolsa de mestrado ao primeiro autor; ao CNPq pela bolsa de produtividade em pesquisa ao segundo autor; e aos projetos PETRORISCO (REDE 05/FINEP/CNPq/ PETROBRAS), MAR- RN (FINEP) e Grant PQ do CNPq (Proc.N°

3508811999-5) pelo apoio financeiro. Aos integrantes dos Grupos GGEMMA e GEOPRO (DG/PPGG /UFRN), especialmente Pauletti, Miriam, Eugênio e Izaac pelo apoio na coleta de dados em campo.

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EEnnvviirroonnmmeenntt 22000066””,, pprroommoovviiddoo ppeelloo WWEESSSSEEXX

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Geomorphological and paleogeographyc caracterization of continental shelf of the Apodi-Mossoró river, RN/Brazil

S. F. Lima1 & H. Vital1,2

1Pos-Graduation Program in Geodinamic and Geophysics, Technology Center, Federal University of Rio Grande do Norte State, Brazil. 2 Department of Geology, CNPq Researcher

Abstract

The brazilian marginal basins have a huge potential to generate and accumulate petroleum. Incised valleys which are eroded in response to a fall of relative sea level are related to potential reservoir. As well, modern drowned-valley estuaries serve as harbors to petroleum and salt industries, fisheries, waste-disposal sites and recreational areas for a significant fraction of the world's population. The combined influence of these factors has produced a dramatic increase in research on modern and ancient incised-valley systems. This paper is one expression of this interest. The integrated use of satellites images and seismic, bathymetry and sides scan sonar was used on the Apodi-Mossoró River mouth to characterizes incised valley system. Through bathymetric data processing, a digital Terrain Model was developed, and a detailed morpho-estratigraphyc analysis was performed. In this way was possible a geomorphologic framework quantification and structures recognize, which may influence this area. Understanding the geomorphic response of these now submerged regions to rapid sea-level rise is crucial to understanding how future climate change is likely to affect modern coastal landscapes. A channel extending from the Apodi river mouth to the shelf shelf dominates the investigated area. This structure can be correlated with the former river valley developed during the late Pleistocene sea level fall. Keywords:, petroleum site, incised-valley sistem, bathymetry, side scan sonar, shallow seismic, morpho-estratigraphyc analysis, digital terrain model, brazilian margin, Apodi river, Rio Grande do Norte State.

1 Introduction

The brazilian coast concentrates many industries of exploration of sea researches (for example, fishing, salt industry and petroleum industry), also there is the tourism service. However, there is a deficit in the knowledge of the acting in the Brazilian continental shelf. The portion of the continental shelf under study is adjacent to Areia Branca City (fig. 1), and located in the northern litoral of the Rio Grande do Norte state (Brazil), inserted on the Potiguar Basin. The geologic context become this area propitious to the petroleum exploration, and with the salt industry, these are the main sector of the industry there. The Potiguar Basin, together with the Recôncavo-Tucano, Jatobá and the Sergipe-Alagoa Basins, are part of the NE Brazilian Rift System [1]. The sedimantation of this basin ocurred in different moments, corresponding to the last regressive sequence of the drift phase [2]. That include coastal sandstones (Barreiras and Tibau formations), carbonatic rocks of continental shelf (Guamaré formation) and shallow and deep marine mudstone intercalated by turbidites (Ubarana formation). The studied area (fig. 1) is located in the extrem west of the Rio Grande do Norte state, bounded by latitudes 4°30´S-5°00´S and longitudes 36°55´W-37°15´Wand the depth of 35m. This area features an open, wave dominated, mesotidal coast with a tidal range of 3m during the spring tide and 0.8m during the neap tides [3]. Sediment supply to the coastal area is influenced by the river discharge in the ocean. And that discharge has been harmed to the long of the last thirty years because of the barrages contructed in that rivers and the salt industry located in the estuaries [4].

Figure 1: Localization map from Rio Grande do Norte state, showing the Potiguar Basin área.

In the research area there are some structures sculptured along the last sea level falls, during the last glacial maximum (LGM), ~20.000 cal. (B.P), lowering the sea level to 107 m deeper than nowadays [4,5]. The main focus of this paper are the submarine geomorphology, as well as the influences factors of this geomorphology,the paleogeographic evolution of this

area since the Pleistocene until the recent, through integration of satellites images, bathymetric, side scan sonar and shallow seismic, and hydrodynamics data from the area.

2 Methods

The satellites images used in this research was a LANDSAT 7 ETM+, path-row 216_063 (13/08/1999 and 20/07/2002) and 215_063 (13/06/2000). They were georeferenced in the UTM coordinates system and processed by RGB 123 colors composition.

Figure 2: Location of the bathymetric (red lines), seismic (grey lines) and side scan sonar (blue lines) profiles and S4 location.

The hydroacustic data were collected (fig. 2) perpendicular to the coast, totalizing 31 profiles (~ 850 km) and distance of 1 km. They were collected using an HYDROTRAC echosounder from Odom Hidrographic Systems, operating in the 200 kHz frequence. Post-collection processing of data consisted

of the filtering and making the digital terrain model, using the kriging as interpotation method. The hydrodynamic data were collected at the same time of the bathymetric data. The used equipment was an InterOcean currentmeter model S4. It was instaled in the westward of the main channel, at the half-water ( ~8 m) to measure the current intensity and direction in the region. The average level of the tides recorded by the currentmeter was used in the bathymetric data correction. The seismic and sonographyc data (fig 2) was collected using an EdgeTech subbottom discover type X-Star 3200-XS (bandwidth 0.5 – 6 Hz) and a side scan sonar type 272-TD respectively. The seismic profiles were distributed in the main channel and the margins, totalizing 9 profiles (~136km). The sonographyc data was collected in a main line (~9 km). The post-collection processing of the seismic and sonographyc data consisted of contrast enhancement, filtering and aplication of thime variable gain (TVG).

3 Results

The integration of all data allows the visualization of a complex geologic evolution from this part of the continental margin of the Rio Grande do Norte state, since the Pleistocene until the recent days.

3.1 Bottom geomorphology

Through satellite images analysis it was possible to identify well marked structures in this portion of continental shelf. This structures was classified according to Ashley [6]. Correlating the processed images with the bathymetrical model (fig. 3), it was possible to see several geomorphologics features: submarine channel, flat bottom, reefs, and subaquous dunes.

3.1.1 Submarine Channel The submarine channel from the Apodi-Mossoro river is located in its mouth, measuring about 30 km in lenght. The channel has two main directions: NW-SE in the shallow part (5km - maximum wide and 3km - medium wide), and NE-SE in the deep part (1,4 km- medium wide) (fig. 4a). The channel directions are the same one of the structural features present in the continent, according to Costa Neto [7]. The southward flank of the NW-SE channel direction is abrupt, and it probably represents a residual scarp of neotectonics reativation [8], with gradient of 1:150 (fig. 4a). And the northward flank is more softer, in different step levels with gradient of 1:400 (fig. 4a) in each one. In the NE-SW channel direction the flanks are symmetrical with gradient of 1:30 (fig. 4b). The channel incision is strong, with a difference of altitude to 20m.

3.1.2 Flat Bottom There is a gentle slope with gradient varying from 1:1.700 at the coastal proximal portions, to 1:20.000 in the distal portions of the margin (gig. 4c). Because the inner shelf extremely plane, the depth varying is gentle.

The flat bottom was probably formed by the bioclastic sediments, or because the absence of enough energy (hydrodynamic conditions) which could form other structures.

Figure 3: Main geomorphological framework finding in the study area: submarine channel, subaquous dunes and reefs. (a) Map with the satellite images composition RGB 123; (b) and (c) TDM in different angles. The bathymetric, seismic and side scan sonar profiles showing in this paper are located in the map.

3.1.3 ReefsThey appear as abrupt raised features in the sea bottom (fig. 4d). We can find them in the east portion of the area, next to the channel margin. Costa Neto [7] classified these in linear or isolated, and after that, Santos et al [9] nominated them as organic and inorganic.

3.1.3.1 Linear reef They are located in the depth in 15 and 20m. The bathymetric records (fig. 4d) shows the walls shape, with difference in the relief varying from 8 to 12 m, and 100 to 300m wide. The flanks are vertical and abrupts. They are present in the submarine channel margin (fig. 3).

3.1.3.2 Isolated reef These structures are located in the east portion of the area, as the linear reefs. They have a convex and plane top, with a relief amplitude of 8 m and width from 30 to 60 m. They occur between 8 and 20m of depth.

Figure 04: Part of bathymetric profiles (for location see fig. 03). (a) part of the NW-SE channel direction, showing a gentle incision; (b) NE-SW channel direction with deep incision; (c) flat bottom in the westward of the área; (d) linear reefs showing in the satellites images, and (e) subaquous dunes located in the eastside of the submarine channel.

3.1.4 Subaquous dunes These features have amplitude from 1 to 5m related to the bottom (fig. 4e), the main direction is parallel to the coastal line and the crests directions are NE-SW. They occur in the inner shelf, in the east side of the area. These dunes has 200m to 1,5km-lenght in the distal portion of the shelf, and in some cases, there is an abrupt flank in the west directiom, which indicates a sediment remobilization by the ebb tide currents. In the side scan sonar profile, the subaquous dunes are represented by different color bands (fig. 5). These bands correspond to the dunes crests and valley, respectively, and length about 1 km. The color and the reflection coefficient indicates that, probably, the crest are composed mainly by siliciclastic sediment, and the valleys are formed by carbonatic ones. We believe that the carbonatic sediment deposition has occured during the sea level rise in the Holocene. These buildings are located next to the channel edge. The continuos occurrence of these two features, is interpreted as the strong energy resulting inside the channel, which canalize the clastic influx basinward, giving conditions to the development of lateral bioconstructions [10].

Figure 5: Part of the side scan sonar sonar profile showing the difference in litology between valley and crests (bandwidth 500kHz and 80m range).

3.2 Hydrodynamic parameters

The S4 currentmeter was installed on the 4º49,27`S-37°01,90´W coordinate (fig. 2), in the west margin of the channel, and at 8 m depth, to recorded the local hydrodynamics. The anchor period corresponds to half neap tide cicle and half spring tide cicle. The diagrams at fig. 6 indicates the presence of ESE-WNW currents directions, with the main ebb current instead of flow current. The current stick (fig. 6a) gives a good idea of the flow (in direction and velocity), recorded here at 8m depth. However, it is difficult to see the E-W component of the flow since it disappears within the time axis itself, and it necessary look at them individually. The fig. 6b and 6c represent direction with compass bearing and magnitude of velocity (east + north components) respectively. It shows clearly that the direction of the flow has an ESE-NWN component associated with the regime of the tides. During flow tide, the current propagates in a <300 degree compass bearing, with a magnitude varying from 20 cm/s. During ebb tide, the flow changes direction to >100 degree compass bearing, with strongest velocities reaching 30cm/s and the temperature falls cause of the water river arriving (fig, 6d). This difference in speed current is probably because of the cicle changing from neap to spring tides. That is noticed for the sea level increasing in 1 m (fig. 6e). The maximum intensity of the currents (36.72cm/s) observed during the period recorded, is not capable to transport great amounts of sediments, and the hypothesis of that currents had formed these dunes by sediment transport is discarded. However, they can justify the possible remobilization of these sediments and a low transport in the ESE-WNW direction, like the longshore drift direction. Frazão [11], attributed the remobilization of the subaquous dunes near Açu river submarine channel (located eastwards from this area) to the ebb tide. The same idea is used here to the Apodi-Mossoro river submarine channel. The knowledge of the currents direction and intensity in the area is very important to understand the sediment transport, as well to foresee the migration of the contaminate plume, in case of a possible hydrocarbons spilling.

Figure 6: Hydrodynamic graphics obtained with the S4. (a) current stick; (b) direction with compass bearing; (c) magnitude of velocity; (d) temperature and (e) water depth showing the tide flux. The eeb tide predominance in the region is clearly observed.

4.3 Seismostratigraphic analysis

The seismic profile show the presence of incised valley in all area (fig. 7) probably cut in the last sea level fall during the late Pleistocene. This sea level fall resulted in the horizont I unit showed in the fig. 7. This horizont is present in all profiles. Schwarzer et al [4], using high resolution seismic also observed this same horizont in the continental shelf in front of the Açu river, and attributed it to the Pleistocene/Holocene limit. The fig. 7, shows part of a seismic profile inside the channel. The horizon I limits pleistocenic/holocenic sediment. The holocenic sediment has the sub-horizontal layers (12 m thickness), or they are filling the incised valley by sigmoidal structures (5m thickness). In the last case, low impedance contrast impedes exact differentiation between top and downlapping structures. A tableau-like structure (fig.7), characterised by strong reflections, has 100m lenght and 8 m. Structures like this ware interpretated by Schwarzer et al [4] as pebble beds or consolidated sediments of the Barreiras and Tibau formation.

These author affirms that tableau-like structure indicates the existence of a recent neotectonic activite resulting in the uplift occurred during the Pleistocene or early Holocene because of the horizont I presence above this structure.

Figure 7: Part of a seismic profile inside of the channel, showing the main sedimentary structures present in the study area (for location see fig. 03).

5 Conclusions

The integrated use of satellite images and bathymetric profiles show a good response to identify some geomorphological features, as subaquous dunes, channel margins and reefs. The diferent tones recorded in the sonographyc profiles shown the dune valley and the crest, probably constituted by carbonatic and siliciclastic sediments respectively. The wave length of this dunes is about 1 km. The hydrodynamics data give the main current ESE-WN direction with speed higher than 30cm/s, probably caused by longshore drift, forming crests in the NE-SW direction. This currents has no competence to build this subaquous dunes finding in the area, but they can justify the possible migration and a low transport of the sediment. The paleogeographyc evolution at Pleistocene/Holocene of this area is related to the last glaciation, when, in the Pleistocene, the continental shelf was exposed and also the clastic sediments of Barreira and Tibau formations, sculpturing many channels, including the Apodi-Mossoró. This channels was buried during the sea level rise (during the Holocene), and there was sedimentation above the horizon I, represented by the parallel layers. Tectonic activities was evidenced in the Latest Pleistocene/Earlier Holocene, sugesting the uplift of this shelf portion. This area has a huge economic value to this region, which becomes essential the knowledge about local geology and the influence factors in the geomorphological features.

6 Ackonowledgements

We thank the PRH-ANP 22 by the the Master scholarship to the first author, and to CNPq by the productivity research grant to the second author. To the PETRORISCO (REDE 05/FINEP/CNPq/ PETROBRAS), MAR-RN (FINEP)

and Grant PQ do CNPq (Proc. N° 3508811999-5 e Proc. N° 500407/2004-5) Projects for the financial support. To GGEMMA and GEOPRO (DG/PPGG /UFRN) group, in special Pauletti, Miriam, Eugênio and Izaac for field assistance under the sometimes difficult environmental conditions. We are also grateful to Laurent Latché for helping and supplying the hydrodinamic data.

References

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[2] Bertani, R.T.; Costa, I.G; Matos, R.M.D. Evolução tectono-sedimentar, estilo estrutural e habitat do petróleo na Bacia Potiguar. In: Gabaglia, G.P.R. & Milani, E.J, Origem e Evolução das Bacias Sedimentares. PETROBRAS/SDRH, Rio de Janeiro-RJ, pp. 291-310, 1990.

[3] Hayes, M.O., Barrier island morphology as a function of tidal and wave regime. In: Leatherman, S.P. (Ed.), BarrierIslands, pp. 1- 27. 1979.

[4] Schwarzer K., Stattegger K., Vital H. and Becker M., Holocene coastal evolution of the Rio Açu Area (Rio Grande do Norte, Brazil) Journal of Coastal Research, SI, 2004.

[5] Peltier, W.R., Global glacial isostatic adjustment and coastal tectonics. In: Stewart, I. and Vita-Finzi, C. (Eds.), Coastal tectonics. Geological Society of London, Special Publication, 146, pp.1 – 29, 1998.

[6] Ashley, G., Classification of large-scale subaqueous bedforms a new look at an old problem. Journal of Sedimentary Petrology, 60, pp160-172, 1990.

[7] Costa Neto, L. X.da.; Evolução geologia e geomorfologia recente da plataforma continental interna ao largo do delta do rio Açu, Macau-RN. Marine Geology and Geophysics. Fluminense Federal University, Niterói-RJ, Brazil, 234 p, 1997.

[8] Stewart I.S. & Hancock P.L., What is a fault scarp? Episodes 13-4: 256-263, 1990.

[9] Santos C.L.A., Vital H., Amaro V.E. & Kikuchy R.K.P. de.. Mapeamento de Recifes na plataforma continental. Nordeste do Brasil: Touros a Macau – RN. Brazilian Journal of Geophysics (accepted), 2005.

[10] Pessoa Neto, O.C. da,. Análise Estratigráfica Integrada da Plataforma Mista (Siliciclástica-Carbonática) Do Neogeno da Bacia Potiguar, Nordeste do Brasil. Rio Grande do Sul Federal University. Porto Alegre-RS, 244p, 1999.

[11] Frazão, E.P., Estudos hidroacústicos e hidrodinâmicos da Plataforma Continental do Rio Grande do Norte: Sistemas Açu e Potengi. Pos-Graduations Program in Geodinamic and Geophysics., Nata-RNl, Brazil 34p., 2005.

caracterizaÇÃo geomorfolÓgica e paleogeogrÁfica da ... · iii agradecimentos agradeço...

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