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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
CENTRO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
“ESTUDO MORFOESTRATIGRÁFICO E SEDIMENTOLÓGICO DOS
DEPÓSITOS HOLOCÊNICOS DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ
– NE DO PARÁ”
Dissertação apresentada por:
CHARLLES DE ALMEIDA CARVALHO
BELÉM
2007
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Milhares de livros grátis para download.
Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação(CIP)
Biblioteca Geól. Rdº Montenegro G. de Montalvão
Carvalho, Charlles de Almeida
C331e Estudo morfoestratigráfico e sedimentológico dos
depósitos holocênicos da planície costeira de Maracanã – NE
do Pará / Charlles de Almeida Carvalho; orientador, Maâmar
El-Robrini. – 2007
x; 129 f. : il.
Dissertação (Mestrado em Geologia) – Universidade
Federal do Pará, Centro de Geociências, Curso de Pós-
Graduação em Geofísica Belém, 2006.
1. Sedimentologia. 2. Morfostratigrafia. 3. Argilominerais.
4. Minerais pesados. 5. Planície Costeira. 6. Maracanã – Pa.
I.Universidade Federal do Pará II. Carvalho, Charlles de
Almeida, Orient. III. Título.
CDD 20º ed.:551.354098115
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Dedico este trabalho aos meus pais, aos meus
irmãos, os meus avós (Raimundo e Maria – In
memória), aos meus amigos e a minha esposa
Etienne.
AGRADECIMENTOS
Em primeiro lugar, gostaria de agradecer a Deus, o autor e consumador da vida,
que me concedeu inspiração e sabedoria para concluir esta caminhada;
Ao Curso de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (CPGG), do Centro de
Geociências da Universidade Federal do Pará pela oportunidade de desenvolver a
dissertação;
A CAPES (Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior) pela
concessão da bolsa de mestrado permitindo condições de realização deste trabalho;
Ao meu orientador, Prof. Dr. Maâmar El-Robrini pela oportunidade que me deu,
de desenvolver esta dissertação, através de seus valiosos conhecimentos científicos e,
também, pela amizade nesses últimos anos;
A bibliotecária, Lúcia, pelo auxilio e pelas orientações bibliográficas;
Ao Prof. Edmilson da Mercês Batista, pelo apoio fundamental, no processamento
das imagens;
Ao Técnico Afonso Quaresma, por sua importante ajuda e apoio na estapa de
campo, sem os quais não seria possível o bom andamento do trabalho;
A Mestranda, Juliana Guerreiro, pelas fotos concedidas da área de estudo, sem as
quais não poderia ser possível desenvolver este trabalho;
Ao mestrando André Saraiva pela grande ajuda na elaboração de gráficos, que
foram fundamentais para o desenvolvimento do manuscrito;
Ao amigo Ismaily Bastos, pelo companheirismo e pela ajuda na elaboração e
desenvolvimento dessa dissertação;
Aos meus colegas do Grupo de Pesquisa GEMC, Leandro Patrick, Marcelo
Wanderley, Paulo Henrique e Gheisa Oliveira, pela amizade, pelas trocas de
conhecimento e pelos momentos de descontração;
Aos amigos, Emerson Maués, Jhéssica, Alexsandro Sozar, Isaque Passos, Jeremias
Campos, Leonardo Silva; Carlos Bezerra e Edson Rosa, pelo companheirismo e pela
amizade sincera;
A Etienne, a qual me deu o privilégio de tê-la como amada esposa, me apoiando e
me ajudando em todos os momentos, através de sua amizade e de seu imenso amor;
Aos meus pais, Leidiane e Manoel, pelo carinho, compreensão e pelo amor
incontestado, através dos quais me tornaram um grande homem;
Aos meus irmãos queridos, Cristiane e Gerson, por todos esses anos de
convivência, me mostrando, o que é realmente ser um ser humano de caráter;
A todos que tiveram participação de alguma forma, na conclusão deste projeto.
ii
“Tudo quanto te vier à mão para fazer,
faze-o, conforme as tuas forças, porque na
sepultura, para onde tu vais, não há obra
nem projeto, nem conhecimento, nem
sabedoria alguma”.
Eclesiastes, Capítulo 9, Versículo 10
(Bíblia Sagrada)
iii
iv
SUMÁRIO
DEDICATÓRIA……………………………………………………………………………………………………...i
AGRADECIMENTOS..……………………………………………………………………………………………..ii
EPÍGRAFE……..…………………………………………………………………………………………………….iii
LISTA DE FIGURAS...............…………………………………………………………………………………….vii
LISTA DE TABELAS...............……………………………………………………………………………………... x
RESUMO………...……………………………………………………………………………………………………1
ABSTRACT………………...…………………………………………………………………………………………4
1. INTRODUÇÃO.......................................................................................................................................................6
1.1. LOCALIZAÇÃO E ACESSO ...............................................................................................................................7
2. CARACTERIZAÇÃO REGIONAL DA ÁREA DE ESTUDO.........................................................................9
2.1. VEGETAÇÃO........................................................................................................................................................9
2.2. SOLO ....................................................................................................................................................................10
2.3. CLIMA..................................................................................................................................................................11
2.4. PARÂMETROS METEROLÓGICOS E OCEANOGRÁFICOS......................................................................12
2.4.1. Regime de Ventos...........................................................................................................................................12
2.4.2. Regime de Ondas............................................................................................................................................12
2.4.3. As Marés e Correntes de Maré .....................................................................................................................12
2.5. ESTRATIGRAFIA REGIONAL.........................................................................................................................14
2.5.1. Formação Pirabas............................................................................................................................................14
2.5.2. Formação Barreiras .........................................................................................................................................15
2.5.3. Depósitos Pós-Barreiras.................................................................................................................................15
2.5.4. Depósitos Recentes.........................................................................................................................................16
2.6. GEOMORFOLOGIA COSTEIRA......................................................................................................................17
2.6.1. Litoral de “Rias” .............................................................................................................................................17
2.6.2. Planalto Costeiro.............................................................................................................................................18
2.6.3. Planície Costeira .............................................................................................................................................18
2.6.4. Planície Estuarina ...........................................................................................................................................19
2.7. ARCABOUÇO ESTRUTURAL..........................................................................................................................19
2.7.1. Configuração Geral ........................................................................................................................................19
2.7.2. Neotectônica ....................................................................................................................................................20
3. DESCRIÇÃO E CARACTERÍSTICAS DO AMBIENTE ESTUARINO .....................................................23
3.1. INTRODUÇÃO...................................................................................................................................................23
3.2. CLASSIFICAÇÃO DOS ESTUÁRIOS...............................................................................................................24
3.2.1 Critério Geomorfológico ................................................................................................................................24
3.2.1.1. Planície Costeira ...........................................................................................................................................25
3.2.1.2. Fiorde .............................................................................................................................................................25
3.2.1.3 Barras...............................................................................................................................................................26
3.2.1.4. Deltas..............................................................................................................................................................27
3.2.2. Segundo a Circulação das Águas.................................................................................................................28
v
3.2.2.1. Estuários altamente estratificados ou de cunha salina............................................................................29
3.2.2.2. Estuário parcialmente misturado ...............................................................................................................31
3.2.2.3 Estuário bem misturado ...............................................................................................................................32
3.2.3. Segundo os parâmetros oceanográficos......................................................................................................33
3.2.3.1 Dominado por rio..........................................................................................................................................33
3.2.3.2. Dominado por onda .....................................................................................................................................33
3.2.3.3. Dominado por maré.....................................................................................................................................34
3.3. HIDRODINÂMICA E FÍSICO-QUIMICA DOS ESTUÁRIOS.......................................................................36
3.4. SEDIMENTAÇÃO EM ESTUÁRIO ..................................................................................................................38
4. METODOLOGIA .................................................................................................................................................40
4.1. LEVANTEMANTO BIBLIOGRÁFICO ............................................................................................................40
4.2. ETAPA DE CAMPO ...........................................................................................................................................40
4.3. ANÁLISES DE LABORATÓRIO.......................................................................................................................43
4.3.1. Confecção da Carta Temática .......................................................................................................................43
4.3.2. Processamento e Descrição dos Testemunhos...........................................................................................43
4.3.2.1. Análise da Cor dos Sedimentos..................................................................................................................44
4.3.2.2. Análise Granulométrica...............................................................................................................................44
4.3.2.2.1. Separação Silte-Argila-Areia........................................................................................................................44
4.3.2.2.2. Granulometria das areias..............................................................................................................................45
4.3.3. Classificação dos Sedimentos ......................................................................................................................45
4.3.4. Análise Mineralógica.....................................................................................................................................46
4.3.4.1. Argilominerais ..............................................................................................................................................46
4.3.4.2. Separação e Identificação dos Minerais Pesados......................................................................................48
5. GEOMORFOLOGIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ ........................................................49
5.1. INTRODUÇÃO...................................................................................................................................................49
5.2. DOMÍNIOS GEOMORFOLÓGICOS................................................................................................................53
5.2.1. Planalto Costeiro.............................................................................................................................................53
5.2.1.1. Falésias ...........................................................................................................................................................53
5.2.1.2. Plataformas de Abrasão...............................................................................................................................54
5.2.2. Planície Costeira .............................................................................................................................................55
5.2.2.1. Planície de Maré............................................................................................................................................56
5.2.2.1.1. Planície lamosa (Manguezal) .......................................................................................................................56
5.2.2.1.2. Planície Arenosa...........................................................................................................................................57
5.2.2.1.3. Baías .............................................................................................................................................................57
5.2.2.1.4. Canais e córregos de maré.............................................................................................................................58
5.2.2.2. Planície Litorânea .........................................................................................................................................58
5.2.2.2.1. Paleodunas....................................................................................................................................................58
5.2.2.2.2. Dunas Costeiras ...........................................................................................................................................59
5.2.2.2.3. Lagos.............................................................................................................................................................61
5.2.2.2.4. Praias............................................................................................................................................................61
5.2.2.2.5. Planície de Cristas de Praia ..........................................................................................................................62
5.2.2.2.6. Delta de Maré Vazante .................................................................................................................................63
6. ESTRATIGRAFIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ .............................................................67
6.1. APRESENTAÇÃO..............................................................................................................................................67
6.2. UNIDADES LITOLÓGICAS..............................................................................................................................67
vi
6.2.1. Depósitos de Barra em Pontal ......................................................................................................................67
6.2.2. Depósitos de Dunas Costeiras......................................................................................................................68
6.2.3. Depósitos de Manguezal...............................................................................................................................68
6.2.4. Depósitos de Praia..........................................................................................................................................68
6.2.5. Depósitos de Planície de Cristas de Praia..................................................................................................68
6.2.6. Depósitos de Barra Arenosa .........................................................................................................................69
6.3. SUCESSÕES E FÁCIES ESTRATIGRÁFICAS .................................................................................................69
6.3.1. Sucessão S1 ......................................................................................................................................................69
6.3.1.1. Fácies Areia e Lama Marinha e Estuarina (ALME)..................................................................................69
6.3.2. Sucessão S2 ......................................................................................................................................................70
6.3.2.1. Fácies Lama Orgânica (LO) .........................................................................................................................70
6.3.2.2. Fácies lama e areia de Barra em Pontal (LABP)........................................................................................70
6.3.3. Sucessão S3 ......................................................................................................................................................71
6.3.3.1. Fácies Areia Marinha (AM).........................................................................................................................71
6.3.3.1.1. De Praia........................................................................................................................................................71
6.3.3.1.2. De Planície de crista de praia .......................................................................................................................72
6.4. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA ..................................................................................................................87
6.4.1. Argilominerais ................................................................................................................................................87
6.4.1.1. Sucessão S1....................................................................................................................................................90
6.4.1.2. Sucessão S2....................................................................................................................................................91
6.4.1.3. Sucessão S3....................................................................................................................................................91
6.4.2. Minerais Pesados............................................................................................................................................95
6.4.2.1. Sucessão S1....................................................................................................................................................96
6.4.2.2. Sucessão S2....................................................................................................................................................96
6.4.2.3. Sucessão S3....................................................................................................................................................96
7. DISCUSSÕES......................................................................................................................................................101
7.1. GEOMORFOLOGIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ.........................................................101
7.2. GRANULOMETRIA DOS SEDIMENTOS.....................................................................................................102
7.3. MINERALOGIA DOS DEPÓSITOS HOLOCÊNICOS.................................................................................102
7.3.1. Argilominerais ..............................................................................................................................................103
7.3.1.1. Esmectita......................................................................................................................................................105
7.3.1.2. Caulinita.......................................................................................................................................................106
7.3.1.3. Ilita................................................................................................................................................................107
7.3.2. Minerais Pesados..........................................................................................................................................107
7.3.2.1. Cianita ..........................................................................................................................................................109
7.3.2.2. Estaurolita....................................................................................................................................................109
7.3.2.3. Zircão............................................................................................................................................................109
7.3.2.4.Turmalina .....................................................................................................................................................110
7.3.2.5. Rutilo............................................................................................................................................................110
7.3.2.6. Epidoto.........................................................................................................................................................110
7.3.2.7. Hornblenda..................................................................................................................................................111
7.3.2.8. Sillimanita....................................................................................................................................................111
7.4. SEDIMENTAÇÃO HOLOCÊNICA SUPERIOR...........................................................................................111
7.5. EVOLUÇÃO HOLOCÊNICA SUPERIOR.....................................................................................................115
REFERÊNCIAS .......................................................................................................................................................117
vii
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1. Mapa de Localização do estuário do rio Maracanã………………………………….....
8
Figura 2.1. Esquema mostrando as correntes atuantes na costa do Estado do Pará.
(Modificado de Santos, 1996)……………………………………………………………………….....
13
Figura 2.2. Coluna estratigráfica da região Nordeste do Pará (modificado de Rossetti,
2001)……………………………………………………………………………………………………...
16
Figura 2.3. Mapa Tectônico do nordeste do Estado do Pará (Gorini & Bryan, 1976)…
……….....
20
Figura 2.4. Sistemas de falhas (Neotectônica) apresentando as falhas direcionais (indicando o
movimento relativo); falhas normais e inversas ou de cavalgamentos linhas
denteadas……………………………………………………………………………...............................
22
Figura 3.1.
Tipos fisiográficos de estuários (adaptado de Fairbridge, 1980 apud Miranda et al.,
2002)…………………………………………………………………………………………….........
28
Figura 3.2. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
altamente estratificado tipo cunha salina: (a) distribuição longitudinal da salinidade, (b) perfil
de salinidade e (c) da média temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna
(Mantovanelli, 1999)…………………………………………………………………………………....
30
Figura 3.3. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário de
cunha salina, segundo o critério adotado por Pritchard (1952b)......................................................
30
Figura 3.4. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
parcialmente misturado: (a) distribuição longitudinal de salinidade, (b) perfil de salinidade e
(c) da média temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna de água (Mantovanelli,
1999)...........................................................................................................................................................
31
Figura 3.5. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
parcialmente misturado, segundo o critério adotado por Pritchard (1952)....................................
31
Figura 3.6. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
bem misturado: (a) distribuição longitudinal de salinidade, (b) perfil de salinidade e (c) da
média temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna de água, considerando o
ponto de vista no sentido da cabeceira para a boca do estuário (Mantovanelli, 1999)..................
32
Figura 3.7. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
bem misturado, segundo o critério adotado por Pritchard (1952)....................................................
32
Figura 3.8. Desenho esquemático mostrando um estuário dominado por onda e sua energia
relativa (Dalrymple et al., 1992).............................................................................................................
34
Figura 3.9. Desenho esquemático mostrando um estuário dominado por maré (Dalrymple et
al., 1992).....................................................................................................................................................
35
Figura 3.10. Classificação geomorfológica baseada na altura da maré: (a) Micromaré, (b)
Mesomaré e (c) Macromaré (Hayes, 1975)...........................................................................................
36
Figura 3.11. Esquema do sistema de circulação em um estuário (Suguio, 2003)............................
37
Figura 4.1. Coleta sedimentos em tubo PVC através de sistema manual. (Localidade de
Curuçazinho – Maracanã) (Foto: Autor)...............................................................................................
41
Figura 4.2. Localização dos pontos de amostragem na planície costeira de Maracanã.................
42
viii
Figura 5.1. Contexto geomorfológico regional da PCM.....................................................................
50
Figura 5.2. Principais domínios e unidades geomorfologicas que correspondem.........................
51
Figura 5.3.
Principais domínios e unidades geomorfologicas correspondentes à parte central e
leste da Ilha de Algodoal......................................................................................................................
52
Figura 5.4. Falésia ativa (Município de Maracanã – margem esquerda), exposta a ação das
correntes de maré. Representa a borda externa do planalto costeiro. Solapamento da base,
formando vegetação sobre a planície de maré lamosa (Foto: Autor)...............................................
54
Figura 5.5. Plataforma de Abrasão (Pa) desenvolvida em sedimentos Formação Barreiras. Em
segundo plano estão as falésias ativas (Fa), caracterizando uma costa em erosão (Ilha do
Marco) (Fonte: Juliana Gurreiro, 2005).................................................................................................
55
Figura 5.6. Floresta de manguezal, com exposição das raízes sobre estrato lamoso (Autor).......
56
Figura 5.7. Em primeiro plano a praia e blocos ferruginosos, caracterizando uma plataforma
de abrasão esculpida em sedimentos da Formação Barreiras e Pós-Barreira. Logo acima o
desenvolvimento de paleoduna e uma estratificação cruzada tabular tangencial (Ilha do
Marco) (Foto: Juliana Guerreiro, 2005).................................................................................................
59
Figura 5.8. Campo de dunas costeiras fixadas por vegetação arbustiva (Marieta)(Foto: Juliana
Guerreiro, 2005)........................................................................................................................................
60
Figura 5.9. Campo de dunas vegetadas e sistema de lagos interdunas. Lagos intermitentes
que dependem da precipitação pluvial (Marieta) (Juliana Guerreiro, 2005)..................................
60
Figura 5.10. Imagem de satélite LANDSAT ETM 7, na composição Banda 3, mostrando, a
praia Flecha-barreira; as direções das correntes de maré e barras arenosas; e as Barras
arenosas de maré (Ba). Imagem de 2001, durante a maré baixa.......................................................
61
Figura 5.11. Extremidade da praia (flecha-barreira) mostrando a zona de estirâncio e zona de
pré-praia e o início da floresta de mangue (Marieta) (Foto: Juliana Guerreiro, 2005)...................
62
Figura 5.12. Imagem de satélite Google Earth (2005), mostrando: (A) praia cortada pelo canal
estuarino; (B) Praia do tipo Flecha-barreira (cordão litorâneo) e; (C) Ponta em esporão.
Algodoal (A e B) e Ilha do Marco (C)....................................................................................................
63
Figura 5.13. Imagem de satélite Google Earth (2005), mostrando a unidade de planície de
crista de praia (PCP) e a praia Flexa-barreira (Pfb) e Delta de maré vazante, desenvolvido na
foz de dois canais (Ilha de Algodoal)....................................................................................................
64
Figura 5.14. Terraço erosivo desenvolvido sobre a planície de maré lamosa. Área
correspondente no retângulo vermelho da imagem (Foto: Juliana Guerreiro, 2005)....................
64
Figura 5.15. Em primeiro plano o mangue bordejando o canal estuarino e, a planície de crista
de praia (PCP), sobreposta por uma vegetação arbustiva. Porção Leste (Marieta) (Foto:
Juliana Guerreiro, 2005)..........................................................................................................................
65
Figura 5.16. Planície de maré arenosa desenvolvida sobre as plataformas de abrasão e na
extremidade da vegetação de mangue (Marieta) (Foto: Juliana Guerreiro, 2005)..........................
65
Figura 5.17.
Imagem de satélite Google Earth (2005) mostrando as unidades geomorfológicas:
paleodunas (Pd), Manguezais (M), Planície de crista de praia (PCP), Campo de dunas
costeiras (Dc), Plataforma de Abrasão (Pa) e Planalto costeiro (P). Ilha do
Marco..........................................................................................................................................................
66
Figura 5.18. Barra lamosa em pontal. Observar a intercalação entre areia e silte (Autor). Ilha
ix
do Cumarú................................................................................................................................................
66
Figura 6.1. Testemunho P-03 e perfil descritivo mostrando lama sem estratificação aparente
(LM) na parte superior (topo) característica de manguezal; seguida de lama com algumas
lâminas de areia (acamamento heterolítico). Na base ocorre alternância entre camadas de
areia, argila e concentrações de material orgânico, típico de canal fluvial (AF)............................
73
Figura 6.2. Testemunho CM-14 e perfil esquemático mostrando na base Lama escura com
fragmento de madeira (Lama estuarina), seguida por areia com estratificação “swach”
(Cordões de planície de praia) e no topo areia de praia em esporão...............................................
74
Figura 6.3. Testemunho P-04 e perfil esquemático mostrando intercalação de areia e argila
(acamamento heterolítico), caracterizando uma fácies de barra em pontal. Notar a presença
de uma camada de turfa (cinza)............................................................................................................
75
Figura 6.4. Testemunho P-17 mostrando a unidade morfostratigráfica de planície de maré
lamosa........................................................................................................................................................
76
Figura 6.5. Testemunho P-20, P-15 e P-18: no primeiro, a presença de lama de manguezal e
areia a lama marinha/estuarina; no segundo areia e lama de barra em pontal e areia e lama
estarina e no terceiro mostrando areia de praia..................................................................................
77
Figura 6.6. Testemunho P-04: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
78
Figura 6.7. Testemunho P-14: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
79
Figura 6.8. Testemunho P-15: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
80
Figura 6.9. Testemunho P-17: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
81
Figura 6.10. Testemunho P-18: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
82
Figura 6.11. Testemunho P-19: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
83
Figura 6.12. Testemunho P-20: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos............................................................................................
84
Figura 6.13. Diagramas ternários de Shepard, mostrando a classificação dos sedimentos em
alguns testemunhos da planície.............................................................................................................
85
Figura 6.14. Diagramas ternários de Pejrup, mostrando a classificação dos sedimentos
segundo a intensidade da hidrodiâmica dos sedimentos da planície costeira...............................
86
Figura 6.15. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-04. (I) Ilita; (K) Caulinita e;
(E) Esmectita.............................................................................................................................................
87
x
Figura 6.16. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-15. (I) Ilita; (K) Caulinita e;
(E) Esmectita.............................................................................................................................................
88
Figura 6.17. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-17. (I) Ilita; (K) Caulinita e;
(E) Esmectita.............................................................................................................................................
89
Figura 6.18. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-19. (I) Ilita; (K) Caulinita e;
(E) Esmectita.............................................................................................................................................
90
Figura 6.19. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e
Esmectita, nos Perfis P-04 e P-14............................................................................................................
92
Figura 6.20. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e
Esmectita, nos Perfis P-15 e P-18............................................................................................................
93
Figura 6.21. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e
Esmectita, nos Perfis P-17 e P-19............................................................................................................
94
Figura 6.22. Distribuição vertical, em porcentagem, de ilita, caulinita e esmectita nas
secessões 1, 2 e 3.......................................................................................................................................
95
Figura 6.23. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira (testemunhos P-
04
e P-14).........................................................................................................................................................
97
Figura 6.24. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira (testemunhos P-
15
e P-18).........................................................................................................................................................
98
Figura 6.25. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira (testemunhos P-
17
e P-19).........................................................................................................................................................
99
Figura 6.26. Distribuição vertical dos minerais pesados nos sucessões S1, S2 e S3........................
100
Figura 7.1. Conteúdo médio de esmectita, ilita e caulinita nas frações finas dos sedimentos
distantes da costa brasileira entre os rios Ceará e Pará (Tintelnot, 1995)........................................
104
Figura 7.2. Seção estratigráfica mostrando as sucessões S1, S2 e S3 (sentido off-shore). Ilha do
Marco..........................................................................................................................................................
114
Figura 7.3. Coluna estratigráfica holocênica da Planície Costeira de Maracanã.............................
116
LISTA DE TABELAS
Tabela 3.1.
Distâncias interplanares referentes aos picos principais e picos secundários dos
argilominerais (Albers et. al., 2001)........................................................................................................
47
Tabela 3.2.
Posições referentes aos picos principais dos argilominerais em condições
Normais, Glicolada e Aquecida (Albers et al., 2001)...........................................................................
47
Tabela 5.1.
Separação dos principais domínios geomorfológicos identificados na região e suas
principais subdivisões (unidades geomorfológicas)...........................................................................
51
RESUMO
A Planície Costeira de Maracanã (PCM) está inserida no litoral de “falsas rias” do
nordeste do Estado do Pará, e desenvolvida sobre os sedimentos terciários das
Formações Barreiras e Pirabas e quaternários do Pós-Barreiras. A PCM sofre influência
de macro-marés (>4m de amplitude). A planície de Maracanã está compartimentada em
três domínios geomorfológicos distintos: (1) o Planalto costeiro, que corresponde às
falésias (ativas e inativas) e às plataformas de abrasão esculpidas nas lateritas da
Formação Barreiras e exposição do calcário da Formação Pirabas; (2) a Planície Costeira,
na qual estão inseridos os campos de dunas costeiras e de Paleodunas, as praias (praia
de flecha-barreira), a planície de maré lamosa (manguezais), a planície arenosa (barras
arenosas), a planície de crista de praia, delta de maré vazante e lagos, e; (3) a Planície
Estuarina, que compreende o funil estuarino, canal de maré e a planície de inundação.
Na PCM foram identificadas nove unidades morfostratigráficas: (1) Planície de
Maré Lamosa (Manguezais), (2) Barra em Pontal, (3) Planície Arenosa, (4) Dunas atuais,
(5) Paleodunas (6) Praia, (7) Delta de maré vazante, (8) Planície de Crista de praia e (9)
Lagos. A estas unidades estão associadas três fácies estratigráficas: (1) Fácies Areia e
Lama de Barra em Pontal (arenosa e lamosa), com intercalação (acamamento
heterolítico) entre as camadas de argila e areia de coloração cinza esverdeada e cinza
claro a esbranquiçada, respectivamente, (2) Fácies Areia Marinha, que se desenvolve
sobre os manguezais de inframaré, sendo constituída por areias de coloração cinza-
oliva-clara (areias de cordões de planície de praia) e, coloração cinza amarelado (areias
de praias atuais) e, (3) Fácies Areia com Lama Estuarina, constituindo uma intercalação
de camadas de espessuras variáveis (25 a 0,5 cm), com lama de colorações cinza escura
(rica em matéria orgânica e restos vegetais) e cinza esverdeada.
Três seqüências deposicionais foram caracterizadas na PCM: (1) Sucessão
Marinha Transgressiva Basal (S1); (2) Sucessão Marinha Regressiva (S2) e Sucessão
Marinha Transgressiva Atual (S3). A sucessão transgressiva S1 é caracterizada por
apresentar na base areia grossa a média (canal de maré), e logo após, lama escura, com
fragmentos e restos vegetais (rica em matéria orgânica), classificada como argila areno-
2
siltosa. Na base, as areias médias a grossas apresentam-se moderadamente selecionadas,
entretanto no topo, as areias finas a medias são muito bem selecionadas, e assimetria
levemente negativa. A distribuição dos argilominerais mostrou-se de forma homogênea,
com médias percentuais de 45, 37 e 18% de caulinita, ilita e esmectita, respectivamente.
Estas porcentagens mantiveram a mesma proporção entre eles ao longo da sucessão. Os
minerais pesados apresentaram maior concentração nas fácies essencialmente arenosas
(fácies de praia), no entanto, a quantidade relativa desses minerais apresentou um leve
aumento no sentido base - topo dessa seqüência, com valores maiores de zircão (56%),
estaurolita (19%) e epidoto (8%). Esta seqüência marca a deposição de lama estuarina e
areia e lama marinha em nível de mar transgressivo.
A Seqüência Regressiva S2 é constituída na base por areias finas a muito finas,
bem selecionadas e aproximadamente assimétricas, classificadas como areia argilosa
(planície arenosa). Os argilominerais são representados por um leve aumento da
esmectita (39 para 51%) e uma diminuição da caulinita, no sentido base-topo do
depósito de planície de maré lamosa. Na barra em pontal constituída por areia e lama, o
mineral pesado predominante foi a estaurolita (44%), o zircão (35%) e a turmalina (9%),
enquanto que na base da seqüência (areia), tem-se o zircão (39%) e a estaurolita (27%). É
caracterizada por uma seqüência regressiva marinha basal, onde, possivelmente o nível
do mar estava em fase regressiva, evoluída a partir do planalto costeiro, constituindo
depósitos progradacionais sobre a seqüência S1.
A Seqüência Transgressiva S3 corresponde às unidades de dunas atuais (topo),
praia de flecha-barreira e barras arenosas e lamosas (base). O depósito de dunas
costeiras atuais apresenta estratificações cruzadas com leve inclinação e laminações finas
de lama. O depósito de praia apresenta estratos cruzados de baixo ângulo. O depósito
de barras arenosas apresenta uma estrutura maciça, e às vezes, uma leve bioturbação.
As areias finas a muito finas são predominantemente quartzosas, com grãos bem
selecionados, e granocrescência descendente. O teor de minerais pesados apresentou
uma leve diminuição da base para o topo, com valores de 41% (estaurolita), 37%
(zircão), 10% (cianita), 7% (turmalina) e depois 32, 39, 9 e 11%, respectivamente para os
mesmo minerais, na base da sucessão.
3
A composição dos minerais pesados, juntamente com as características texturais,
evidenciam uma maturidade dos sedimentos e as feições dos grãos de turmalina e
zircão (arredondados) mostram que os sedimentos sofreram longo transporte,
retrabalhamento ou intensa abrasão. Os parâmetros granulométricos e a distribuição
mineralógica revelaram um comportamento muito homogêneo, não sendo possível
determinar e desenhar limites claros entre as seqüências estratigráficas, ou na
contribuição continental ou marinha do suprimento sedimentar na PCM.
A presença de feições morfológicas (cheniers, feições de paleocanais, e paleodeltas, e
outras) e as características estratigráficas (conteúdo mineralógico, fácies sedimentares,
estruturas, cor, etc,.) sugerem a ocorrência de oscilações do nível do mar e migração da
posição de linha de costa. A presença de depósitos de ambiente transição (planície de
maré) mostra as evidências estratigráficas na região. A PCM, assim como outras áreas
costeiras do nordeste do Estado do Pará (Bragança, Salinópolis e Marapanim), descritos
por Souza Filho (1995), Silva (1996) e Silva (1998), está em processo atual de transgressão
(extensas planícies arenosas e praias).
Palavras-Chave: Planície Costeira de Maracanã, Morfostratigrafia, Argilominerais,
Minerais pesados, Sedimentologia.
4
ABSTRACT
The Maracanã Coastal Plain is located in the northeastern part of the Pará State
where there are some coastal rias. This place is over tertiary sediments of the Barreiras
and Pirabas Formations as well as is over quaternary sediments of the Pos-Barreiras. The
Maracanã Coastal Plain is influenced by an macrotidal regime (amplitude > 4 m). The
Maracanã Coastal Plain is characterized by three different geomorphologic domains: (1)
Coastal Upland that presents active and inactive cliffs, and platforms of abrasion build
in the laterites of Barreiras Formation as well as outcrop of the limestone from Pirabas
Formation; (2) Coastal Plain that presents coastal dune fields and palaedunes, beach,
mud-tide flat (mangrove), sandy plain, edd-tide delta, beach ridge plain and lakes; (3)
Estuarine Plain which presents estuarine funnel, tidal channel and floodflat.
In the Maracanã Coastal Plain were identified nine morfostratigraphic units: (1)
mud-tidal flat, (2) point bar, (3) Sandy plain, (4) dune, (5) paleodune, (6) beach, (7) ebb-
tide delta, (8) beach ridge plain, and (9) lake. These morfostratigraphic units are
associated to three stratigraphic facies: (1) sand facies and point bar mud facies (sandy
and muddy) that show alternate layers of greenish gray mud and light gray sand; (2) sea
sand facies located over infratide mangrove that it has light olive gray and yellowish
gray sands; (3) estuarine mud-sand facies that mean a variable thicking alternate layers
with dark gray mud or greenish gray mud.
In the Maracanã Coastal Plain were characterized three depositional sequences:
(1) Basal Transgressive Marine Succession S1, (2) Regressive Marine Succession S2 and
(3) Transgressive Marine Succession S3. S1 show mid-large sand in its base (tidal
channel) so that following by dark mud with high concentrations of organic matter
(sand-silty clay). In these base, the sand is in moderate selection, but to top the sand is
fine to middle size and it’s negative asymmetry. Distribution of the mineral clay was
homogeneous (kaolinite = 45 %, ilite = 37 % and smectite = 18 %). Heavy minerals show
larger concentration in the sandy facies, but the relative amount these minerals
increased upward which owing zircon (35 %), staurolite (28 %), epidote (9 %) and
cianita (11 %) presences. This sequence of sediments marks an estuarine mud, sea sand
5
and seamud depositions during marine transgressive period.
S2 is constituted by thin-very thin, well selected, near asymmetric sand that could
be classified as clay-sand sediment. The mineral clay is represented by slight increase of
the smectite as well as a decrease of the kaolinite in top sequence. The main heavy
mineral located in the point bar are staurolite (44 %), zircon (39 %) and tourmaline (9 %)
while there are zircon (39 %) and staurolite (27 %) contents at bottom sequence. This
sequence was build during a marine regressive period from coastal upland so that
consist the progradational deposits over sequence S1.
The sequence S3 corresponds to unit of dunes, barrier-arrow beach, sandy and
muddy bars. Coastal dune deposits show some crossing stratification to slow slope and
thin layer of mud. Beach deposits show crossing stratus in low angle. Sandy bars
presents a full structure with some bioturbation. The contents of sand are well selected
and it has quartz as main mineral. The amount of heavy mineral was lower at top layer.
Composition and texture of heavy mineral provide a rounding shape of the
sediments because it has been transported, reworked and it was suffering a strong
abrasion. In the Maracanã Coastal Plain, grain size and mineral distribution are
homogeneous being not possible to determine a clear edge between stratigraphic
sequences either continental contribution or sea sediment source.
There are so many morphologic features (cheniers, paleochannel, paleodelta) and
some stratigraphic characteristics that suggest an occurrence of sea level oscillations as
well as a migration in the shoreline position. The presence of transition environment
deposits (tide flat) show some stratigraphic evidence in the study area. The Maracanã
Coastal Plain and the northeastern coastal area of the Pará State (Bragança, Salinópolis
and Marapanim) are over actual transgression event (large sandy plain and beach
presences).
Key-words: Maracanã Coastal Plain, morphostratigraphy, mineral clay, heavy
mineral, sedimentology.
6
1 INTRODUÇÃO
As planícies costeiras são superfícies de suave inclinação, correspondendo às
áreas de acumulação quaternária com sedimentos argilosos e arenosos resultantes da
ação das marés, ondas e ventos e, traduzindo-se em um relevo eminentemente plano e
com baixa energia (Costa et al., 1977).
Os estuários são ecossistemas costeiros que apresentam uma ampla distribuição
no globo terrestre, principalmente, em regiões subtropicais e temperadas, constituindo
importantes fontes de nutrientes, tanto para as regiões costeiras quanto para a
plataforma continental adjacente. Sua dinâmica física, química e hidrodinâmica
funcionam como importantes parâmetros para o transporte, deposição de sedimentos e
formação de ambientes deposicionais nessas zonas de transição.
O estudo da sedimentação nos ambientes transicionais (depósitos quaternários) é
de fundamental importância para o conhecimento dos impactos ambientais, do
gerenciamento costeiro, de sistemas geológicos antigos, para contribuir na construção de
modelos para interpretação desses sistemas.
Os estudos estratigráficos permitiram estabelecer sucessões morfo-
estratigráficas para a zona costeira do nordeste do Pará e, os mapeamentos geológicos e
geomorfológicos possibilitaram o conhecimento progressivo desta região. Este litoral é
caracterizado por profundas reentrâncias (“rias”), formadas por baías, estuários e
pontões. Estas formas recortam a costa paraense, sendo marcada por vários furos e
estuários, configurando a costa de manguezais. Os pontões (“pontas”) são constituídos
por manguezais e praias arenosas nas extremidades. Estas pontas correspondem a
cristas de praia flecha-barreira (“barrier-spit beach ridges”), que margeiam os sedimentos
síltico-argilosos dos manguezais, elevam sensivelmente a topografia costeira,
prolongam as formas e os contornos das linhas de manguezais, offshore, sendo
truncadas pelos canais fluviais e limitadas pelas desembocaduras estuarinas (Souza
Filho & El-Robrini, 2000).
A região costeira do NE do Pará é influenciada por regimes de macromarés
(>4m), onde predominam feições geomorfológicas características, tais como, extensos
7
depósitos de lama de planície de maré, estuários, baixios, pântanos salinos, cheniers,
dunas, praias e leques de lavagens associados (Souza Filho 1995; Souza Filho & El-
Robrini 1996a; Santos 1996; Silva 1996; Souza Filho & El-Robrini 1996).
O litoral paraense, onde está inserida a Planície Costeira de Maracanã (PCM),
possui uma extensão de aproximadamente 600 km, o qual
vem sendo estudado, ao
longo dos anos no tocante ao mapeamento básico, geomorfologia, estratigrafia
holocênica (Souza Filho, 1995, 2000; Silva, 1996; Santos, 1996; Silva Júnior, 1998; Silva,
1998), sedimentação e dinâmica costeira (Silva, 2001; Alves, 2001; El-Robrini, 2001;
França, 2003; El-Robrini et al., 2006).
Esta dissertação trata de aspectos estratigráficos, sedimentológicos e
geomorfológicos dos depósitos quaternários da PCM, através da caracterização
faciológica e arquitetura deposicional, bem como, a caracterização sedimentológica
qualitativa e quantitativa dos diferentes pacotes sedimentares (Holoceno Superior).
1.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSO
O estuário do rio Maracanã está localizado na “Região do Salgado” (nordeste do
Estado do Pará), enquadrada nos seguintes limites: a norte com o Oceano Atlântico, a
leste com os municípios de Salinópolis e Santarém Novo, ao sul com o município de
Igarapé Açu e a oeste com os municípios de Magalhães Barata e Marapanim.
O acesso à PCM pode ser feito por meio terrestre, a partir de Belém, utilizando-se
a rodovia federal BR-316 até o município de Castanhal. A partir daí, utiliza-se a rodovia
estadual PA-127 até a sede do município de Maracanã. Ainda, pode-se utilizar o meio
fluvial, através de barco a motor ou lancha, pela baia do Marajó. Para a amostragem
sedimentológica, foram utilizadas as estradas e vicinais adjacentes ao rio Maracanã,
através da utilização de caminhonete com tração 4x4.
A PCM, está limitada entre as latitudes 01°10’00” e 01°25’00”S e as longitudes
47°20’00” e 47°35’00”W (Figura 1.1).
8
Figura 1.1. Mapa de Localização do estuário do rio Maracanã.
9
2 CARACTERIZAÇÃO REGIONAL DA ÁREA DE ESTUDO
2.1 VEGETAÇÃO
Na região predominam: (i) as florestas secundárias (Costa et al., 1977), que se
localizam nas áreas mais interiores, denominadas ainda de capoeira, visto que toda a
cobertura original praticamente foi alterada pela ação antrópica e (ii) as florestas
pioneiras (Góes Filho et al., 1973), no entorno das reentrâncias (“rias”), representadas
pelos manguezais, campos naturais, praias e dunas.
A capoeira é o resultado da destruição da floresta primitiva, que representava o
Planalto Costeiro, onde predominam as seguintes espécies: lacre (Vismia spp), muruci do
mato (Byrsonima Crispa), imaúba (Cecropia spp) e uma grande variedade de palmáceas,
como Inajá e tucumã.
As formações pioneiras são desenvolvidas sobre os terrenos quaternários, onde a
cobertura vegetal está associada às feições morfoestratigráficas dos diferentes ambientes
deposicionais e suas condições físico-químicas. São representadas pelos manguezais,
campos naturais, praias e dunas, sendo que nas margens do estuário do rio Maracanã
ocorrem quase que exclusivamente os manguezais.
O desenvolvimento dos manguezais está relacionado à dinâmica das águas
salobras e à redução da salinidade em decorrência da mistura entre águas doce e
salgada do ambiente estuarino. Ocorre um zoneamento de espécies, que é controlado
por esta salinidade, pela característica dos terrenos colonizados, pelo micromodelo
topográfico, pelo regime de marés, pela diferença de granulometria dos sedimentos e
pelo potencial de oxi-redução (Davies, 1997). Esse zoneamento é observado a partir dos
limites das águas salinas em direção às cotas topográficas mais altas, onde são
observadas espécies de maior porte.
Nesta região, as principais espécies encontradas nas margens do estuário são:
Rhizophora mangle, Laguncularia racemosa, Avicennia germinans e Spartina sp.
10
2.2 SOLO
A descrição dos tipos de solos foi baseada na caracterização descrita por Araújo et
al. (1973), Leite et al. (1992), Silva et al. (1994), dentre outros. Essa descrição é
apresentada a seguir:
O Horizonte B - Latossólico Latossolo amarelo, que está relacionado a sedimentos
areno-argilosos do Terciário e Quaternário, presentes em topografia que varia de plano
a suavemente ondulado, sob capoeira, textura argilosa, coloração em geral vermelho-
amarelada e soma de bases muito baixa nos horizontes superficiais (Silva et al., 1994).
O Horizonte B - não-hidromórfico Podzólico vermelho-amarelo é desenvolvido
sobre os sedimentos do Terciário e Quaternário, em áreas com relevo plano a
suavemente ondulado, sob vegetação primária e capoeira. Este horizonte é constituído,
por argilominerais do grupo da caulinita e, quartzo, além de óxidos de ferro com baixos
valores e relações silte/argila, assemelhando-se bastante ao latossolo amarelo (Souza et
al., 1991; Silva et al., 1994).
Solos Halomórficos - são constituídos por sedimentos do Quaternário (Holocêno),
em locais mal drenados, compostos por material fino misturado com matéria orgânica
proveniente da deposição de detritos das atividades biológicas que se distribuem nas
partes baixas da orla marítima, sob influência das marés e com manguezais (Souza et al.,
1991).
Solos hidromórficos gleizados (Gleissolos/glei pouco húmicos) - são
desenvolvidos em sedimentos holocênicos, caracterizando condições anóxicas
(coloração acinzentada) e ambientes mal drenados, com pH de 4,5 a 6,3. Estes ocorrem
em planícies aluviais, submetidos a um regime de inundação freqüente (várzea),
desenvolvendo uma vegetação típica.
Existem, ainda, as areias quartzosas (Holoceno), que ocorrem em áreas com cotas
baixas na zona costeira. As características físicas e químicas são, em geral, solos minerais
pouco desenvolvidos, com conteúdo de argila menor que 15% em profundidades acima
de 200 m (Silva et al., 1994).
11
2.3 CLIMA
Segundo Martorano et al. (1993), o nordeste paraense está submetido a um clima
tropical chuvoso, caracterizado por uma temperatura média mensal superior a 18°C. A
costa atlântica do Salgado, onde está inserido o município de Maracanã, possui um
clima variável, predominando o tipo super-úmido, com pequena deficiência hídrica.
Segundo a classificação de Köppen, o clima na região nordeste do Pará é do tipo Am
(Tropical Úmido e Monções), caracterizado por ser quente e úmido, com pequena
amplitude térmica mensal (~ 3°C), variando de 25°C a 28°C.
Na região costeira é possível distinguir duas estações: (i) mais chuvosa, ocorrendo
de dezembro a maio e (ii) menos chuvosa, de junho a dezembro. O litoral do Pará é
influenciado por um clima intermediário, onde a temperatura média é de 25ºC e
precipitação pluviométrica média anual entre 2500mm a 3000 mm.
A precipitação no Litoral Norte da Amazônia Brasileira (LNAB) é determinada
pela influência de vários sistemas atmosféricos que variam desde a escala convectiva a
escala sinótica: Linhas de Instabilidade (LI); Zona de Convergência Intertropical (ZCIT);
Ondas de Leste (OL); Sistemas de Brisas (marítima e terrestre), e em períodos
intervalares, a região é afetada pelos fenômenos El Niño e La Niña, causando desta
forma, modificação no regime de precipitação da mesma (Cohen, 1996).
Segundo Cohen (1996), o regime de chuvas no LNAB também sofre influência de
outros fenômenos como o El Nino, fenômeno atmosférico-oceânico, caracterizado por
um aquecimento anormal das águas superficiais no Oceano Pacífico Tropical e que pode
afetar o clima regional e global, mudando os padrões de vento a nível mundial, e
afetando assim, os regimes de chuva em regiões tropicais e de latitudes médias. Outro
fenômeno atuante é La Niña, que oposto ao El Niño, provoca o resfriamento anormal, e
não o aquecimento, e os Distúrbios Ondulatórios de Leste, ou Ondas de Leste.
12
2.4 PARÂMETROS METEOROLÓGICOS E OCEANOGRÁFICOS
2.4.1 Regime de Ventos
O regime de ventos dominante na região é representado pelos alísios de NE
(Figura 2.1), que cruzam a plataforma continental em direção à oeste com velocidade de
5 a 10 m/s, o qual gera “trends” de ondas incidentes, que associado à morfologia de
fundo, ocasionam correntes de deriva litorânea para noroeste (Geyer et al., 1996). Os
ventos alísios atuam continuamente, durante o ano todo, com máximo de dezembro a
março, quando se somam aos alísios de SE. Estes são responsáveis pelo transporte de
sedimentos da plataforma continental interna em direção à costa.
Os ventos são considerados os principais agentes atuantes no mecanismo de
ocorrência de correntes litorâneas e de formação de ondas, que provocam modificações
importantes na geomorfologia da linha de costa, através do transporte e deposição de
sedimentos.
2.4.2 Regime de Ondas
As ondas geradas pelos ventos representam um importante agente na dinâmica
estuarina desta região, possibilitando a mistura das águas e a ressuspensão constante
dos sedimentos de fundo das margens, provocando, por vezes, processos erosivos
nestas margens.
Segundo CPTEC (2004), as ondas apresentam altura média de 2,2m na praia de
Atalaia em Salinópolis (Silva, 2001), as ondas geradas pelos ventos representam um
importante agente na dinâmica estuarina na região, provocando processos erosivos nas
margens da planície costeira.
2.4.3 As Marés e Correntes de Maré
A costa Norte Brasileira sofre a influência do regime de macromarés (amplitudes
> 4m) e pode atingir até um máximo de 12m (Beardsley et al., 1995). Segundo Silva
13
(1998) na região, ocorrem dois tipos de marés: (i) Maré Dinâmica e (ii) Maré Salina.
As marés que ocorrem no nordeste do Estado do Pará são de natureza semi-
diurna (uma maré alta e outra baixa durante um dia lunar, com período de 24h e 50min)
com amplitude máxima de 5,5m, amplitude média de 4,8m (no período de sizígia) e
2,5m no período de quadratura (DHN, 1994).
As correntes mais atuantes no nordeste do Pará (Figura 2.1) são aquelas
induzidas pela maré, as quais são produzidas pelo movimento vertical, pelo qual o
aumento e a diminuição da amplitude de maré geram as grandes modificações costeiras
e deposição de sedimentos. As maiores velocidades de corrente de maré são registradas
durante as marés de sizígia (5 horas após a preamar), quando atingem 2,8 nós (1,43 m/s)
e nas marés de quadratura a velocidade máxima é de 1,48 nós e a mínima de 1,16 nós
(DHN, 1994). Essas correntes condicionam o transporte de sedimentos no litoral e são
responsáveis pela formação de bancos arenosos, perpendiculares às linhas de costa,
comuns na área (El-Robrini et al., 1992).
Segundo DHN (1994), Seis horas antes da preamar em Salinópolis, a velocidade
das corrente de maré, à altura da baía de Curuçá (PA), alcançam a ordem de 4,1 a 6 nós
(cerca de 210 a 306 cm/s), correspondendo à valores de vazante.
Figura 2.1. Esquema mostrando as correntes atuantes na costa do Estado do Pará (Modificado
de Santos, 1996).
14
2.5 ESTRATIGRAFIA REGIONAL
As unidades litoestratigráficas aflorantes no nordeste do Estado do Pará e
noroeste do Maranhão incluem rochas ígneas, metamórficas e sedimentares de idade
pré-cambrianas ao Recente. As unidades litoestratigráficas que ocorrem
predominantemente na zona costeira paraense são: (i) Formação Pirabas; (ii) Formação
Barreiras (iii) sedimentos Pós-Barreiras e (iv) o Recente.
Rossetti (2001) identifica três seqüências deposicionais, que representam as três
primeiras unidades citadas acima, A, B e C (Figura 2.2).
2.5.1 Formação Pirabas
Segundo Ferreira (1980), a Formação Pirabas é constituída por calcários marinhos,
bioclásticos, dolomicríticos, micríticos e margosos (Mioceno Inferior), que foram
depositados em ambiente marinho raso, com águas calmas. As melhores exposições
destas rochas, no litoral, ocorrem nos municípios de São João de Pirabas (Ilhas de
Fortalezinha e das Minas), Maracanã (Aricuru), Primavera (Japerica), Salinópolis (praias
do Maçarico e Atalaia) e ainda, no município de Marapanim (Silva, 1998).
Esta Formação grada lateralmente e verticalmente para argilitos e arenitos com
cores variegadas que representam a porção inferior da Formação Barreiras. Embora, a
Seqüência A aflore em várias falésias costeiras, esta possui espessura entre 15m e 48m
nas proximidades da Cidade de Capanema (Ferreira et al., 1984
1
apud Rossetti, 2001).
A seqüência é atribuída a ambientes deposicionais de plataforma externa,
plataforma/restrita laguna, cujos registros são encontrados na área leste da Zona
Bragantina (Salinopólis, Aricuru e Capanema) e à ambiente de planície lamosa de
manguezal, cujos depósitos são encontrados na porção oeste da Zona Bragantina. Estes
depósitos são interpretados como registro de uma subida relativa do nível do mar,
1
FERREIRA, C.S.; VICALI, M.A.; MACEDO, A.C.M. 1984. Os limites meridionais da Bacia de Pirabas, Estado do Pará. In:
Congresso Brasileiro de Geologia. Rio de Janeiro. Anais... SBG, v.1. p. 326-329.
15
aproximadamente de 40 à 50m acima do nível do mar médio atual, e que resultou na
inundação de uma área de aproximadamente 150km, em direção ao continente a partir
da linha de costa atual (Rossetti, 2001).
2.5.2 Formação Barreiras
Os sedimentos da Formação Barreiras assentam sobre a Formação Pirabas e são
sobrepostos pelos sedimentos Pós-Barreiras. Esta unidade é representada na forma de
inúmeras falésias e relevo colinoso comuns na área de idade Mioceno Inferior (Arai et
al., 1994). Segundo Rossetti et al. (1989), a Formação Barreiras, é constituída por
conglomerados polimíticos intercalados por areia e argila.
Apresenta uma espessura média de 5 a 10m, com depósitos transicionais a
continentais (leques aluviais) e influenciados por maré (canais de maré, planícies de
maré e manguezais). Os sedimentos da Formação Barreiras recobrem o topo da
Formação Pirabas discordantemente. Esta é uma superfície de discordância com
extensão regional, que foi causada por uma descida significativa do nível do mar,
seguida de transgressão, sendo marcada por erosão e paleossolo laterítico (Rossetti,
2001; Rossetti et al., 2001).
2.5.3 Depósitos Pós-Barreiras
De acordo com Sá (1969), os sedimentos Pós-Barreiras são separados da Formação
Barreiras por uma discordância erosiva. Apesar de diversos autores atribuírem a idade
pleistocênica para estes sedimentos, Rossetti et al. (1989), admitem uma idade
holocênica. Esta unidade é constituída por sedimentos areno-argilosos, mal
selecionados, que foram depositados após um período longo sem deposição.
Apresenta uma espessura média de 5 a 10m, com depósitos transicionais a
continentais (leques aluviais) e influenciados por maré (canais de maré, planícies de
maré e manguezais).
16
2.5.4 Depósitos Recentes
Sá (1969) afirma que estão relacionados a depósitos fluviais, constituindo areias,
seixos e argilas escuras de coloração cinza-marronzada. Estes sedimentos estão
associados à influência de maré, caracterizando as baixadas atuais de rios, mangue e
praias.
Figura 2.2. Coluna estratigráfica da região Nordeste do Pará (modificado de Rossetti, 2001).
17
2.6 GEOMORFOLOGIA COSTEIRA
Segundo Palma (1979), a costa nordeste do Estado do Pará é do tipo estuarina,
com a linha de costa recortada por amplas reentrâncias (“rias”) e com cobertura interna,
caracterizada por um manto de faixas arenosas. Costa et al. (1991a) descreve o relevo do
litoral nordeste do Pará, utilizando os termos: Planície Flúvio-marinha e Planalto
Rebaixado da Amazônia (relevo de maior amplitude). Já segundo Franzinelli (1992) o
NE do Pará representa uma costa de submersão contínua e transgressiva alta. Mais
recentemente, Silva Jr. (1998), descreve outros domínios geomorfológicos: o Planalto
Costeiro, a Planície Costeira e a Planície Estuarina.
2.6.1 Litoral de “Rias”
O litoral de rias é a característica morfológica marcante do litoral paraense. Esta
unidade, de acordo com Barbosa & Pinto (1973), corresponde à faixa de sedimentos
recentes associados a uma série de ilhas, bacias e canais, presentes em toda a linha de
costa, onde possuem uma direção preferencial NE-SW. Costa et al. (1977) denominam
esta unidade de Planície Aluvionar.
As principais características dessas “rias” são vales fluviais, que recortam a costa
e são parciais, ou totalmente invadidos pelo mar. Para El-Robrini et al. (1992), as “rias”
adentram até 45 km no continente, apresentando larguras, de até 20 km (foz do rio Pará)
e profundidades inferiores a 5m. A maioria das “rias” do litoral paraense são canais
(vales amplos afogados desde o início do Holoceno, construídos pelo desenvolvimento
de bancos de planície de maré, perpendiculares à costa, posicionados atrás das áreas
colonizadas por mangues, Barbosa & Pinto, 1973).
Segundo Santos (1996), o “Litoral de Rias” pode-se enquadrar às planícies
litorânea e fluvial, formadas sobre sedimentos holocênicos, agrupando praias, dunas,
planícies de maré e planícies estuarinas, que são separadas das demais unidades
sobrejacentes por descontinuidade erosiva.
18
2.6.2 Planalto Costeiro
De acordo com Franzinelli (1992), o Planalto Costeiro é recortado por baias a
oeste do estuário do Pirabas, constituindo assim, falésias ativas, que alcançam o Oceano
Atlântico e ao leste deste, está recuado, formando falésias baixas e inativas.
O Planalto Costeiro é conhecido como Planalto Rebaixado da Amazônia e
corresponde à relevos ondulados, com superfície arrasada e plana, não alcançando mais
que 60 m de elevação (Costa et al., 1991a). Silva Jr. (1998) mostra que o Planalto Costeiro
é formado essencialmente por falésias, que apresentam uma superfície plana, formando
tabuleiros com vertentes retilíneas e íngremes e podem mostrar uma superfície
suavemente ondulada, se caracterizando por apresentar altitudes em torno de 25 m.
2.6.3 Planície Costeira
A planície costeira é recortada por baias e extensas áreas de planície de maré e
manguezais (Franzinelli, 1992). Segundo Santos (1996), a planície costeira engloba o
canal estuarino, cordões praia-duna, planícies de maré, praias, dunas, pântanos e
“cheniers”.
Segundo Silva (1998) a planície costeira corresponde aos depósitos arenosos e
argilosos pleistocênicos e holocênicos e é limitada ao sul, pelo planalto costeiro e
planície estuarina, e ao norte, pelo Oceano Atlântico.
Conforme Alves (2001), a planície costeira, na região, ocupa uma área de cerca de
20 Km
2
, compreendendo amplas planícies de marés até os cordões duna-praia,
dominadas por processos oceanográficos. De acordo com Souza Filho (1995), os
subambientes de manguezais, planícies arenosas, dunas costeiras ativas e inativas,
deltas de marés e praias-barreiras estão inseridos na planície costeira.
19
2.6.4 Planície Estuarina
De acordo com Silva (1998), a Planície Estuarina é limitada ao norte, pela Planície
Costeira, onde os processos marinhos dominam, e ao sul, pela Planície Aluvial, no limite
interno da maré salina e estende-se por cerca de 180 Km
2
. Estes limites variam
sazonalmente em virtude da influência da descarga fluvial, maré e dos processos
marinhos ao longo do estuário do rio Maracanã. O mesmo autor identifica, ainda, nesta
unidade, três feições no estuário do rio Marapanim: funil estuarino, segmento retilíneo e
segmento meandrante, semelhantemente as morfologias encontradas por Souza Filho &
El-Robrini (1996) no estuário do rio Caeté, em Bragança.
2.7 ARCABOUÇO ESTRUTURAL
2.7.1 Configuração Geral
A região nordeste do Estado do Pará é marcada por movimentação tectônica, que
resultaram na abertura do Oceano Atlântico Equatorial e na separação dos continentes
Sul-americano e Africano, durante o Mesozóico. Segundo Hasui (1990) e Costa et al.
(1991b), essa movimentação gerou falhas normais de orientações, N-S e NW-SE e falhas
de transferência NE-SW e ENE-WSW, sendo resultado da reativação da placa Sul-
Atlantiana, controlando assim, o desenvolvimento das bacias do Marajó, Bragança-
Viseu e Pará-Maranhão, durante o Cretáceo (Figura 2.3.).
Segundo Françolin & Szatmari (1985) no fim do Cretáceo e início do Terciário,
pulsos compressionais interromperam a deriva da América do Sul em relação à África, o
que resultou no desenvolvimento de estruturas compressivas, de direção E-W,
ocasionando uma erosão acentuada nos sedimentos depositados.
As estruturas do Cenozóico são essencialmente transcorrentes, de extensão NE-
SW, onde várias falhas foram reativadas e outras se desenvolveram, o que ocasionou
durante o Mioceno Inferior, a instalação de uma plataforma carbonática (formação
Pirabas), dentro de um evento transgressivo, bem como a elevação da borda continental,
20
através de fenômenos isoestáticos, dando início a deposição dos sedimentos da
Formação Barreiras sobre os da Formação Pirabas (Hasui, 1990).
No Plioceno os sedimentos das Formações Pirabas e Barreiras sofreram
soerguimento, ocasionando os processos erosivos, permitindo a exposição dos
sedimentos carbonáticos e fim da deposição dos sedimentos da Formação Barreiras.
Ao longo da costa nordeste do Pará, podem ser observados dois sistemas
estruturais (Figura 2.3): a plataforma do Pará e a bacia Bragança-Viseu (Gorini e Bryan
1976), na qual a origem e evolução destas estruturas tectônicas foram explicadas pelo
modelo de margens do tipo Atlântico (Asmus, 1984).
Figura 2.3. Mapa Tectônico do nordeste do Estado do Pará (Gorini & Bryan, 1976).
2.7.2 Neotectônica
Segundo Costa et al. (1996), o desenvolvimento do quadro neotectônico no
nordeste do Pará, compreende “os conjuntos de estruturas e de seqüências
sedimentares, bem como a distribuição dos elementos principais das bacias
21
hidrográficas e dos sistemas de relevo, desenvolvidos do Terciário Superior (Mioceno-
Plioceno) e do Pleistoceno Superior ao recente (Bemerguy & Costa (1991); Costa et al.
(1993b); Costa et al. (1994); Costa et al. (1995a); Bemerguy et al., 1995
2
apud Costa (1996).
Nesse sentido, reconhecem-se sistemas de falhas transcorrentes dextrais orientadas nas
direções E-W, ENE-WSW e NE-SW que geraram extensas áreas transtensivas e
transpressivas delineadas através de falhas normais NW-SE e NNW-SSE, e de
cavalgamentos e dobras de direções NE-SW e ENE-WSW, respectivamente. Há também
vastas áreas formadas por falhas normais orientadas na direção N-S (Figura 2.4).
Borges et al. (1995a) descreve um movimento recente, datado do Pleistoceno
Médio – Holoceno, que gerou seis feixes principais de falhas transcorrentes dextrais E-
W, que interagem através de falhas normais de direção NW-SE. Esse conjunto de falhas
seria responsável pelo desenvolvimento das estruturas em forma de romboedros
transtensivos, o qual o mesmo autor denominou de Salinópolis-Maracanã, Bragança,
Santa Maria e Mãe do Rio. Borges et al. (1995b) afirmam, ainda, que as falhas ocorrentes
na região, geraram anomalias de drenagens, tais como cotovelos, arcos e sinuosidades e
segmentos retos, o que pode ser observado nos rios do nordeste do Estado do Pará.
A orientação das rias da região, desde o Marajó (PA) até a Baía de São Marcos
(MA) é o resultado do desenvolvimento das falhas transcorrentes de direção NE-SW do
Mio-Plioceno.
Em Maracanã a morfologia consiste de uma faixa litorânea que apresenta uma
disposição NE-SW, o que é comum em outras porções, adjacentes ao município. O
relevo, que compreende a zona costeira (litorânea) sugere que a costa apresenta-se em
submersão, similar ao quadro regional proposto por Barbosa & Pinto (1973).
Os sistemas de falhas neotectônicos são mostrados na figura 2.4.
2
BEMERGUY, R.L.; COSTA, J.B.S; HASUI, Y; BORGES, M.S. 1995. Tectônica e Paleogeografia da calha do rio Amazonas.
In: Simp. Nac. de Est. Tecton. 5., 1995. Anais… p.419-420.
22
Figura 2.4. Sistemas de falhas (Neotectônica) apresentando as falhas direcionais (indicando o
movimento relativo); falhas normais e inversas ou de cavalgamentos linhas denteadas (Felipe,
2001).
23
3 DESCRIÇÃO E CARACTERÍSTICAS DO AMBIENTE ESTUARINO
3.1 INTRODUÇÃO
O termo estuário (do latin aestuarium) significa maré ou onda de grande altura,
referindo-se a ambientes altamente dinâmicos, com mudanças constantes em respostas
as forças naturais. São corpos de água costeiros, semi-confinados, onde ocorre mistura
de águas doce (continente) e salgada (mar), que produzem, através da ação das marés,
ventos e ondas, gradientes de densidade que determinam os processos de circulação
estuarina. É considerado como um ambiente transicional entre os ambientes continental
e oceânico, havendo uma diminuição considerável da salinidade da água, onde os rios
se encontram com o mar. Miranda et al. (2002) afirmam que as águas estuarinas são
mais produtivas do que as do rio e do oceano adjacente, pois permite o aprisionamento
(devido a hidrodinâmica de circulação) de nutrientes, algas e outras plantas, e
estimulam a produtividade desses corpos de água.
As características de descarga de água doce, entrada de água do mar, e
transportes de sedimentos em suspensão e nutrientes orgânicos e inorgânicos são
processos que desempenham uma grande importância para o desenvolvimento urbano,
social e econômico, em regiões estuarinas, principalmente como fontes de alimento
(organismos marinhos), bem como poluentes, que também são transportados
juntamente com as substâncias naturais, que podem afetar uma grande variedade da
biota marinha e representar uma ameaça para a saúde das populações que utilizam
esses recursos naturais como alimento (Cronin, 1967
3
apud Miranda et al., 2002).
Os estuários distribuem-se em todas as partes do mundo, independentemente das
condições de clima e maré, no entanto, sendo melhores desenvolvidos em planícies
costeiras de médias latitudes, onde presentemente estão submergindo sob a elevação
relativa do nível do mar. Esta elevação relativa teve inicio há 15.000 anos A.P., quando o
nível do mar se situava em média a 120 m abaixo do seu nível atual. Esta rapidez na
elevação do nível do mar representou um importante papel para a formação dos
3
CRONIN, L.E. 1967. The Role of Man in Estuarine Processes. In: LAUFF G.H. (ed.). Estuaries. Washington, American
Association for the Advancement of Science. p.667-689.
24
estuários atuais (Dalrymple et al., 1992).
Atualmente, como o aumento do nível do mar vem ocorrendo de maneira mais
lenta o preenchimento dos estuários pelos sedimentos ocorre de maneira mais rápida.
De uma maneira geral, os depósitos sedimentares antigos característicos de estuários
fazem parte de uma série de eventos transgressivos (Pritchard, 1967).
O ambiente estuarino pode ser subdividido em três zonas com base na interação
entre o prisma de maré e a descarga fluvial: zona estuarina fluvial, zona estuarina média
e zona estuarina costeira (Silva et al., 2004). Na primeira zona, a salinidade da água é
sempre menor que 1 psu; na segunda há uma variação na salinidade entre 1 e 35 psu,
onde ocorre uma intensa mistura entre as águas oceânicas e fluviais e; na terceira zona, a
salinidade observada é igual a das águas oceânicas.
3.2. CLASSIFICAÇÃO DOS ESTUÁRIOS
As classificações de estuários existentes são baseadas nas variações de salinidade
ou de densidade da água, nas amplitudes de maré da área oceânica adjacente e nas
características geomorfológicas. Não existe qualquer consenso sobre qual das
classificações é a mais completa ou sucinta, e sem dúvida as variadas proposições
refletem os diferentes interesses profissionais das ciências marinhas. A classificação a
seguir é baseada nos critérios adotados por Pritchard (1952, 1955), descrita por Miranda
et al. (2002) (Figura 3.1).
3.2.1 Critério Geomorfológico
Os estuários podem ser classificados através de suas características
geomorfológicas. A seguir é apresentada a classificação elaborada por Pritchard (1952,
In Miranda et al., 2002).
25
3.2.1.1 Planície Costeira
Estão amplamente distribuídos ao redor do mundo apresentando uma forma
irregular e são resultados do afogamento de vales de rios durante a elevação do nível do
mar (Holoceno). Estuários em planície costeira são rasos e orientam-se perpendiculares
à linha de costa. Na formação deste tipo de estuário, o processo de inundação superou o
de sedimentação, tornando a topografia atual semelhante a vales do rio e são
relativamente rasos (cerca de 30 m de profundidade).
A razão largura/profundidade, em geral, é grande, embora ela esteja na
dependência do tipo de rocha em que o vale do rio foi escavado. Devido ao processo
recente de sedimentação, o fundo é preenchido com lama e sedimentos finos na sua
parte superior, que se tornam mais grossos em direção à entrada.
Os estuários de planície costeira estão localizados em regiões tropicais e
subtropicais, sendo comuns na costa leste da América do Norte. Alguns exemplos destes
tipos de estuários são: Baías de Chesapeake e Delaware, e o estuário do rio Hudson, em
Nova York, os quais foram intensamente estudados. No Brasil podem ser citados os
estuários do rio São Francisco, das Contas e Potengi nos litorais leste e nordeste
brasileiro.
3.2.1.2 Fiorde
Os fiordes são estuários construídos durante o Pleistoceno por ação de geleiras
em regiões de latitudes altas. Apresentam uma profundidade média em torno de
centenas de metros e um fundo rochoso alto na sua entrada. Este fundo rochoso atua
como obstáculo à troca de água entre o estuário e o mar adjacente, favorecendo o
desenvolvimento de condições anóxicas nas camadas de água mais profundas. Fiordes
são comuns, no Alasca, Noruega, Chile e Nova Zelândia.
A pressão das calotas sobre os blocos continentais e os efeitos erosivos durante o
descongelamento aprofundaram os vales dos rios e deixaram um alto fundo rochoso na
entrada, chamado de soleira. Por ser muito profundo, e com as trocas com o oceano
26
adjacente limitadas pela soleira, à água da descarga fluvial e a circulação ficam
confinadas numa camada muito rasa e que no seu movimento estuário abaixo recebe
pelo processo de entranhamento uma quantidade razoável de água do mar da camada
profunda. A camada mais profunda é quase isohalina e o transporte fluvial na
primavera e no verão é dominante sobre o prisma de maré. A profundidade da camada
superior é praticamente constante e o transporte de volume aumenta estuário abaixo.
São ambientes localizados em latitudes altas e comuns no Alasca, na Noruega, no
Chile e na Nova Zelândia. Devido ao fato de serem sistemas profundos, os fiordes
apresentam a razão largura/profundidade relativamente pequena, quando comparada
àquela dos estuários de planície costeira, e tem seção transversal aproximadamente
retangular. A gênese justifica o fato de os fiordes apresentarem em geral fundo rochoso
e com processos de sedimentação recente, ocorrendo principalmente na foz dos rios. A
descarga fluvial em geral é pequena, quando comparada ao volume total do sistema,
mas pode ser grande em relação ao prisma e maré. Nos meses de inverno a descarga
fluvial nos fiordes é muito pequena ou ausente.
3.2.1.3 Barras
São estuários também formados com a inundação de vales primitivos de rios
durante a transgressão marinha, mas a sedimentação recente ocasionou a formação de
barras na foz. Portanto, esses ambientes estão associados a regiões costeiras que podem
sofrer processos erosivos com facilidade, produzindo grandes quantidades de
sedimentos que são retrabalhados pelas ondas e transportados por correntes litorâneas.
Esses sistemas são, em geral, rasos, com profundidade não superior a 20-30 m, e podem
apresentar canais e lagunas extensas no seu interior. O rio ou sistema de rios que
alimentam esse estuário, além de apresentarem descarga variável de acordo com a
estação do ano, podem transportar grande concentração de sedimentos em suspensão,
ocasionando alterações sazonais na geometria da entrada (barra). Existem também
sistemas em que, durante as épocas de enchente, a barra pode ser erodida
completamente, restabelecendo-se novamente quando cessa o período de chuvas
27
intensas. Esse grupo de estuário geralmente se forma em regiões tropicais, sendo
referido na literatura brasileira pela terminologia estuarino-lagunar, como o da região de
Cananéia-Iguape.
3.2.1.4 Deltas
Os deltas podem ser classificados como: delta estuarino ou delta de enchente, e como
delta de vazante ou simplesmente delta.
Os deltas estuarinos ou delta de enchente são estuários característicos de regiões de
macro ou hipermaré, com ação moderada ou grande de ondas e com transporte fluvial
de alta concentração de sedimentos em suspensão, o processo de sedimentação recente
favoreceu o crescimento de ilhas na parte interior do estuário. Um dos mais
espetaculares deltas estuarinos é o delta tropical do rio Amazonas, com geometria
afunilada.
Por outro lado, nas mesmas condições da concentração de sedimentos, mais em
regiões de micromaré, com ação de ondas de energia moderada, a sedimentação tem
lugar na plataforma continental interna, formando bancos de areia e ilhas, dando origem
ao delta de vazante ou simplesmente delta, dentre os quais pode citar o delta do rio
Mississipi (golfo do México). Os deltas de enchente e de vazante são dominados pela
maré e descarga fluvial, respectivamente.
28
Figura 3.1. Tipos fisiográficos de estuários (adaptado de Fairbridge, 1980
4
apud Miranda et al.,
2002).
3.2.2 Segundo a Circulação das Águas
Como um ambiente de transição localizado entre o continente e o oceano, e
sofrendo a influência da descarga fluvial, ondas, marés e também do vento, os estuários
4
FAIRBRIDGE, R.W. 1980. The Estuary: Its Definition and Geodynamic Cyde. In OLAUSSON, E.; CATO, L. (eds.)
Chemistry and Biogeochemistry of Estuaries. New York, Wiley. p.1-35.
29
também podem ser classificados através da circulação de suas águas. Esta circulação
será função da importância relativa de cada um dos fatores dinâmicos descritos acima.
Todos os tipos geomorfológicos de estuários podem apresentar os diversos tipos de
circulação das águas. O ambiente estuarino pode ser subdividido em três zonas com
base na interação entre o prisma de maré e a descarga fluvial, fatores primeiramente
responsáveis pela circulação e padrão de sedimentação: Zona Estuarina Fluvial, região
onde a salinidade das águas é sempre menor que 1, mas os efeitos da maré ainda são
observados; Zona Estuarina, região que apresenta uma variação de salinidade entre 1 a
35 e onde a zona de turbidez máxima pode ser observada, normalmente na região de
salinidade entre 4 a 10 e Zona Estuarina Costeira, localizada na região costeira adjacente
onde a salinidade observada coincide com a salinidade oceânica.
A classificação baseada nos padrões de variação de salinidade foi introduzida por
Pritchard (1955), baseado na definição oceanográfica de estuário. Os estuários foram
classificados por Pritchard (1967), como: a) altamente estratificados ou de cunha salina
(Figuras 3.2 e 3.3), b) parcialmente misturados (Figuras 3.4 e 3.5) e c) bem misturado
(Figuras 3.6 e 3.7). Sendo que em um sistema estuarino, o nível de estratificação de
salinidade é determinado pela importância relativa entre as forçantes que condicionam
os processos de mistura, descarga de água doce, maré e vento, e pela razão entre largura
e profundidade do sistema (Pritchard, 1967).
3.2.2.1 Estuários altamente estratificados ou de cunha salina
Quando o estuário é dominado pelo rio, ele é classificado como estuário
altamente estratificado ou de cunha salina (Figuras 3.2 e 3.3)(Silva et al., 2004).
São estuários em que o aporte de água doce é elevado e a amplitude de maré
relativamente pequena. Tal fato, associado à pequena razão entre largura e
profundidade, produz uma forte estratificação vertical, formando duas camadas
distintas: uma superficial de baixa salinidade, devido à descarga continental, e outra no
fundo, com a penetração da água marinha. A cunha salina penetra a camada inferior
muito lentamente e a produção de energia turbulenta no fundo é pequena, de forma que
30
a mistura ocorre principalmente através do estranhamento, gerado pelo cisalhamento
das duas camadas (Figura 3.2).
Devido às variações da descarga fluvial e da maré, a cunha salina não se mantém
estacionária, movendo-se lentamente, buscando sempre uma posição de equilíbrio em
resposta as variações da descarga fluvial e da maré (Stommel, 1953a
5
apud Miranda et
al., 2002).
Figura 3.2. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
altamente estratificado tipo cunha salina: (a) distribuição longitudinal da salinidade, (b) perfil de
salinidade e (c) da média temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna (Mantovanelli,
1999).
Figura 3.3. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num
estuário de cunha salina, segundo o critério adotado por Pritchard (1952).
5
STOMMEL, H. 1953a. The Role of Density Currents in Estuaries. Proc. Minnesota International Hydraulics Convention,
Minneapolis, University of Minnesota, pp. 305-312.
31
3.2.2.2 Estuário parcialmente misturado
São estuários em que o aporte de água doce e a ação da maré são moderados,
sendo que o movimento periódico da maré intensifica a turbulência vertical,
promovendo a troca de sal e momento bi-direcional (estuário acima na camada de fundo
e estuário abaixo na camada superficial). Isso gera uma mistura mais efetiva,
ocasionando uma intensificação dos gradientes verticais de salinidade estuário abaixo.
Nos estuários parcialmente misturados, a circulação gravitacional e a difusão turbulenta
constituem os principais mecanismos de circulação e mistura (Figuras 3.4 e 3.5).
Figura 3.4. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário
parcialmente misturado: (a) distribuição longitudinal de salinidade, (b) perfil de salinidade e (c)
da média temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna de água (Mantovanelli, 1999).
Figura 3.5. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num
estuário parcialmente misturado, segundo o critério adotado por Pritchard (1952).
32
3.2.2.3 Estuário bem misturado
São estuários onde a profundidade é pequena e a amplitude de maré é
relativamente grande quando comparada ao aporte de água doce. A turbulência gerada
pelo movimento da maré promove a mistura vertical completa entre as águas doce e
marinha. Nos estuários do tipo bem misturados, a mistura ocorre preferencialmente na
direção longitudinal (lateralmente homogêneos). Se o sistema for suficientemente largo,
a força de Coriolis tende a defletir o fluxo da maré e do rio gerando circulação e
estratificação lateral (lateralmente não homogêneos) (Figuras 3.6 e 3.7). Nos estuários
relativamente profundos a circulação gravitacional poderá ocorrer devido ao gradiente
horizontal de salinidade.
Figura 3.6. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num estuário bem
misturado: (a) distribuição longitudinal de salinidade, (b) perfil de salinidade e (c) da média
temporal da velocidade longitudinal ao longo da coluna de água, considerando o ponto de vista
no sentido da cabeceira para a boca do estuário (Mantovanelli, 1999).
Figura 3.7. Diagrama esquemático da circulação e distribuição de salinidade num
estuário bem misturado, segundo o critério adotado por Pritchard (1952).
33
3.2.3 Segundo os parâmetros oceanográficos
Esta classificação, segundo Silva et al. (2004) separou os estuários, de acordo com
a influência predominante dos rios, marés ou ondas:
3.2.3.1 Dominado por rio
Nos estuários dominados por rio, a influência da descarga sedimentar supera a
capacidade das ondas e marés. Podem desenvolver deltas de fundo de baía, quando for
grande a quantidade de sedimentos trazidos pelos rios e quando o corpo aquoso onde
desemboca o curso fluvial for raso e plano. Quando a morfologia da bacia receptora for
mais acentuada, os deltas de fundo de baía podem estar ausentes, embora a influência
fluvial seja ainda dominante (Baía de Chesapeake, litoral leste dos Estados Unidos)
(Davis Jr., 1996
6
apud Silva et al., 2004).
3.2.3.2 Dominado por onda
Os estuários dominados por ondas apresentam zoneamento bem definido
composto por uma região oceânica arenosa, onde normalmente ocorrem cordões e
pontões arenosos, que se antepõem perpendicularmente à desembocadura, seguidos por
uma região central onde os sedimentos finos predominam e uma região interna
dominada por depósitos fluviais arenosos que desenvolvem deltas de fundo de baía
(Figura 3.8). Os sedimentos fluviais que compõem um delta de fundo de baía, são
depositados abruptamente e progradam sobre as lamas da planície de maré, que
dominam a região do estuário médio.
6
DAVIS JR., R.A. 1996. Beach and Neashare zone. In: Davis Jr. (ed.). Coastal Sedimentary Environments. Springer
Verlag. NY, pp.379-444.
34
Figura 3.8. Desenho esquemático mostrando um estuário dominado por onda e sua
energia relativa (Dalrymple et al., 1992).
3.2.3.3 Dominado por maré
Os estuários dominados pela ação bidirecional das marés não possuem nenhuma
barreira em sua foz, apresentando uma morfologia em forma de funil (Figura 3.9). A
grande energia das marés provoca a mistura total das águas do estuário, sendo também
responsável por correntes, capazes de transportar sedimentos arenosos para dentro e
para fora do estuário. Desta forma, desenvolvem-se bancos arenosos perpendiculares à
linha de costa e planícies arenosas extensas no estuário médio. Na grande maioria, os
sedimentos finos são transportados para fora do estuário, ou depositam-se nas porções
mais internas.
35
Figura 3.9. Desenho esquemático mostrando um estuário dominado por maré
(Dalrymple et al., 1992).
Hayes (1975) propôs uma classificação geomorfológica baseada na altura da
maré. Esta classificação baseou-se em formas deposicionais distintas observadas na foz
de canais estuarinos e lagunares ao longo de costas de restinga apresentando variações
longitudinais na altura das marés (Figura 3.10). Esta classificação foi elaborada com
base em alturas de maré proposta por Davis (1985), onde o termo de micro-maré se
refere a maré com altura menor que 2 m, meso-maré a maré com altura variando de 2 a
4 m e macro-maré a maré com altura maior que 4 m.
36
(a)
(b)
(c)
Figura 3.10. Classificação geomorfológica baseada na altura da maré: (a) Micromaré, (b)
Mesomaré e (c) Macromaré (Hayes, 1975).
3.3 HIDRODINÂMICA E FÍSICO-QUIMICA DOS ESTUÁRIOS
Segundo Suguio (2003), o modelo mais simples de circulação estuarina (Figura
3.3) é baseado no conceito de cunha salina (salt wedge), que se estabelece nas seguintes
condições (Figura 3.11). A área da seção transversal de um rio, em sua desembocadura,
suporta até o limite da média dos fluxos fluviais máximos. Quando o fluxo de água doce
é inferior a esta média, deverá ocorrer a penetração da cunha salina. Como na interface
da cunha salina ocorre a mistura de água doce e salgada, estabelece-se um fluxo
contínuo de água salgada rio acima, tendendo a repor a água salgada perdida pela
mistura.
37
A circulação estuarina se caracteriza por apresentar padrões de fluxos
estratificados, que levam a retenção dos sedimentos supridos pelos rios e ao
carreamento para dentro dos estuários dos sedimentos detríticos marinhos (Morton,
1972
7
apud Silva et al., 2004). As águas salgadas, que são mais densas, fluem em direção
ao continente, por baixo das águas fluviais, menos densas, produzindo assim, uma
estratificação na coluna d’água. A salinidade da água na cunha salina decresce com a
mistura vertical. Durante as marés enchentes podem se desenvolver condições de
regime de fluxo superior (Visher & Howard, 1974
8
apud Suguio, 2003).
Durante os picos de maré alta, em áreas com domínio de mesomarés (2 a 4 m), a
circulação estuarina é mais restrita às regiões mais internas do estuário, enquanto nas
porções mais externas é característica uma coluna de água verticalmente homogênea,
onde predominam os processos ligados a marés e ondas geradas pelo vento (Meade,
1972
9
apud Suguio, 2003).
Suguio (2003) afirma que no ambiente estuarino, as correntes de marés e fluviais
residuais são as únicas capazes de erodir e transportar materiais de fundo e que a
reversibilidade das correntes de maré torná-se menos eficaz no transporte de
sedimentos.
Figura 3.11. Esquema do sistema de circulação em um estuário (Suguio, 2003).
7
MORTON, R.W. 1972. Spacial and temporal distribution of of suspended sediment in Narragansett Bay and Rhode Island. In:
B.W. Nelson (ed). Environmental framework of coastal plain estuaries. Geol. Soc. Amer. Mem. nº 135, 131-141.
8
VISHER, G.S. & HOWARD, J.D. 1974. Dynamic relationship between hydraulics and sedimentation in the Altamaha estuary.
Jour. Sed. Petrol., V44. p.502-521.
9
MEADE, R.H. 1974. Transport and deposition of sediments in estuaries. In: B.W. Nelson (ed) Environmental
framework of coastal plain estuaries. Geol. Soc. Amer. Bull. 133. p.91-120.
38
3.4 SEDIMENTAÇÃO EM ESTUÁRIO
Estuários são ambientes costeiros de vida efêmera no tempo geológico,
presentes durante épocas de elevação relativa do nível do mar, quando atuam como
depósitos efetivos dos sedimentos fluviais, não permitindo que estes sedimentos
cheguem a plataforma continental. Portanto, os estuários atuam como verdadeiros
filtros retendo os sedimentos em sua área de deposição. Além dos sedimentos
continentais trazidos pelos rios, estuários também recebem sedimentos da plataforma
interna e de áreas costeiras adjacentes, trazidos, pela deriva litorânea.
Os sedimentos que transitam ou se depositam em um estuário podem ter
origem continental (supridos pelos rios) e marinha. Geralmente, ocorre um
fornecimento simultâneo destas fontes, somando ainda, a contribuição da deriva litorânea
(Barbosa & Suguio, 1999
10
apud Suguio, 2003). Silva et al. (2004) afirmam que os
sedimentos que chegam no estuário é de origem variada, podendo ser de bacia de
drenagem, plataforma continental, atmosfera, erosão dentro do corpo estuarino e de
sedimentos originários das atividades biológicas.
Davis (1985) afirma que os sedimentos estuarinos são derivados de um número
de fontes incluindo a bacia hidrográfica, a plataforma continental, a atmosfera, erosão
das margens dos estuários e fundo, aporte fluvial e atividade biológica dentro do
sistema. O mesmo diz ainda, que a dominância de uma fonte de sedimento depende da
sua relativa magnitude a todas as outras fontes e a dinâmica de erosão, transporte, e
processos de deposição.
Para o estudo atual da sedimentação em regiões estuarinas devem-se levar em
conta dois fatores: condições físico-quimicas e atividades antrópicas. O fator físico-químico,
principalmente as diferenças de pH entre os ambientes fluvial e estuarino, induzem a
floculação das frações argilosas, onde este fenômeno é mais efetivo em regiões de clima
temperado e menos atuantes em regiões tropicais (Suguio, 2003).
10
BARBOSA, C.F. & SUGUIO, K. 1999. Biosedimentary fácies of subtropical microtidal estuary – An example from
Southern Brazil. Jour. Sed. Res., V69. p.576-587.
39
Segundo Silva et al. (2004) a natureza da fácies sedimentar característica de um
ambiente de deposição estuarino é controlada pela quantidade de sedimentos
disponíveis, pela interação dos processos hidrodinâmicos e pela geomorfologia de
fundo. Os processos estuarinos promovem a acumulação de sedimentos, que lentamente
causam a colmatação dos estuários. Com a formação de baixios, em geral, areno-lamosos, as
correntes de maré e as ondas tornam-se menos efetiva na redistribuição dos sedimentos.
As marés exercem um papel importante na gênese da cobertura de sedimentos móveis e
na configuração geomorfológica do litoral (BRASIL. MINISTÉRIO DA MARINHA,
1972).
Segundo Lessa et al. (1998) os modelos de fácies têm sido propostos para muitos
estuários pelo mundo. Entretanto, para considerar a interpretação ambiental, é
importante definir a associação de fácies, uma vez que uma das fácies pode ocorrer em
vários ambientes distintos, resultante de um mesmo processo (Fávera, 2001).
A rapidez na elevação do nível do mar representou um importante papel para a
formação dos estuários atuais, uma vez que a inundação dos vales dos rios ocorreu mais
rapidamente do que a sedimentação que os poderia ter preenchido. Atualmente, como o
aumento do nível do mar vem ocorrendo de maneira mais lenta o preenchimento dos
estuários pelos sedimentos vem ocorrendo de maneira mais rápida. Logo, a existência
de ambientes estuarinos é função do balanço entre as flutuações do nível do mar e o
volume de sedimento carreado pelos rios. O preenchimento é uma ação contrária a
submergência, por exemplo, quando a taxa de elevação do nível do mar é maior que a
taxa de preenchimento os estuários são bem desenvolvidos.
40
4 METODOLOGIA
4.1 LEVANTEMANTO BIBLIOGRÁFICO
Esta etapa serviu como apoio para a elaboração da tese através do levantamento
de publicações e trabalhos já realizados na região, referentes ao aspecto geológico e
geomorfológico regional e local; aos ambientes costeiros quaternários na costa brasileira
e outros locais do mundo, com características semelhantes às da costa nordeste paraense
e; às diferentes metodologias que serão aplicadas neste trabalho.
4.2 ETAPA DE CAMPO
Nesta fase, foram realizadas duas campanhas, levando-se em consideração a
sazonalidade da região. Esta teve como finalidade de reconhecimento da área de
trabalho, definição dos pontos de amostragem e coleta de amostras para análise.
Durante estas campanhas foram desenvolvidas as seguintes atividades: (1) identificação
e observação dos padrões de vegetação; (2) levantamento topográfico, (3) coleta de 23
amostras de sedimentos superficiais (figura 4.2), através de testemunhadores a vibração
(“Vibracorer System”) e sistema manual (figura 4.1), que podem alcançar até 4 m de
penetração.
Os pontos de amostragem foram selecionados a partir de cartas e mapas
previamente elaborados e localizados por meio da utilização do sistema de
posicionamento global via satélite (GPS), considerando os diferentes tipos de
subunidades e subambientes no contexto geológico e geomorfológico.
41
Figura 4.1. Coleta sedimentos em tubo PVC através de sistema
manual (Localidade de Curuçazinho - Maracanã (Foto: Autor)
42
Figura 4.2. Localização dos pontos de amostragem na planície costeira de
Maracanã.
43
4.3 ANÁLISES DE LABORATÓRIO
4.3.1 Confecção da Carta Temática
O levantamento de campo permitiu a elaboração da carta temática em uma escala
de 1:50.000, o que permitiu definir e distribuir espacialmente os sistemas deposicionais e
unidades morfológicas.
Os mapas morfológicos e geomorfológicos e de pontos de coleta foram
elaborados a partir da interpretação de fotografias aéreas e imagens de satélite
LANDSAT ETM 7, ponto/órbita 223/60, nas composições 4R5G3B e Banda 3, do dia
03/08/2001. A imagem foi processada através do software PCI Geomatics 9.1, no qual foi
dado um realce linear, visando melhorar a qualidade visual das 3 bandas espectrais.
4.3.2 Processamento e Descrição dos Testemunhos
Na primeira etapa os testemunhos foram tratados segundo as técnicas propostas
por Figueiredo Jr. (1990), no qual foram utilizados os seguintes instrumentos: trena,
serra circular elétrica, serra manual e uma calha para prender os tubos. Estes foram
marcados e cortados em um intervalo de 0,5 m de comprimento e posteriormente
divididos em duas seções longitudinais; uma destinada para amostragem, descrição
macroscópica e fotografia e, outra, para arquivo.
Na segunda etapa os testemunhos cortados foram colocados lado a lado para a
uma fotografia do conjunto litológico total, seguindo sua posição no sentido TOPO (pra
cima) e BASE (pra baixo).
A análise descritiva é feita nos testemunhos, os quais foram processados
baseando-se na metodologia descrita por Figueiredo Jr. (1990) e em seguida foi realizada
a análise macroscópica descritiva segundo o modelo de Boyles et al. (1986), na qual se
ressaltou a cor, tipo de litológico, comprimento dos testemunhos, as estruturas
sedimentares, a granulometria e a sucessão de fácies sedimentares.
44
4.3.2.1 Análise da Cor dos Sedimentos
Para a descrição das cores foi utilizado o guia padrão de cores Rock Color Chart,
que apresenta 115 cores, levando-se em consideração os parâmetros de comprimento de
onda, luminosidade e saturação. Cada cor pode ser representada por um código padrão,
contendo as características dos três parâmetros citados, como exemplo, o código 10 R
5/2.
O primeiro elemento (10R), refere-se à tonalidade, definida em função do
comprimento de onda da luz (R – vermelho, G – verde, Y - amarelo). O segundo (5/),
corresponde à luminosidade, que expressa em função da quantidade de preto em
relação ao branco. Por fim, o terceiro elemento (2), seria um valor referente a saturação,
ou seja, a quantidade relativa da cor pura em relação ao cinza.
4.3.2.2 Análise Granulométrica
A análise granulométrica foi realizada nos intervalos dos testemunhos, nas
diversas unidades e amostras coletadas, com o objetivo de quantificar as diversas
frações granulométricas e, obtenção dos parâmetros estatísticos para a caracterização
textural dos sedimentos.
4.3.2.2.1 Separação Silte-Argila-Areia
Foram caracterizados os sedimentos lamosos da Planície Costeira de Maracanã e,
para isso, foi necessário identificar e separar as frações argilosas, para a confecção de
lâminas, para a realização de difração de raio-x. Para a separação da fração arenosa da
fração silte/argila, foi utilizado o peneiramento via úmido, no qual se utiliza uma
peneira de abertura de malha 0,062mm. Toda a amostra que passou por esta peneira é a
fração silte/argila da amostra. Quando necessário, foi separada, ainda, a fração silte da
fração argila, através do método de centrifugação.
A separação da fração fina (silte e argila) foi realizada através do processo de
45
centrifugação a 1000 RPM (Mil rotações por minuto) durante dois minutos, precipitando
primeiramente o silte e restando água+argila. Em seguida, a argila foi separada da água
na centrifuga sob uma rotação de 2000 RPM durante 10 minutos.
Foram confeccionadas lâminas orientadas, com a solução água/argila (separadas
no processo de centrifugação), para análise dos argilominerais por difração de raio-x.
Cada lâmina sofreu três processos: (i) secagem a ar e temperatura ambiente, (ii)
saturação com etilenoglicol e, (iii) aquecimento a 550°C durante 2 horas. Após cada
processo, as lâminas foram levadas ao difratograma, com a finalidade de observar o
comportamento de cada grupo de argilominerais, em cada situação.
4.3.2.2.2 Granulometria das areias
Primeiramente a amostra total foi quarteada e retirada 100 a 150 gramas e em
seguida, lavada três vezes com água destilada. Posteriormente, esta alíquota foi levada à
estufa para a secagem a uma temperatura de 50°C. A separação das frações areia, silte e
argila foi feita mediante peneiramento úmido, usando a peneira de 0,063 mm (250
mesh).
A amostra retida na peneira de 0,063mm, correspondente a fração areia, foi
submetida ao processo de peneiramento a seco através de um conjunto de peneiras
empilhadas com aberturas de malha em intervalos de 0,5Φ (2,00mm; 1,40; 1,00; 0,710;
0,500; 0,355; 0,250; 0,180; 0,125; 0,090; 0,063mm). Em seguida, o conjunto de peneiras
contendo a amostra é submetida a ação do agitador automático (ROTAP), durante um
tempo de 10 minutos e a uma vibração de 7 graus de intensidade e, posteriormente, as
frações retidas em cada peneira é pesada individualmente para a obtenção dos valores
de porcentagens relativas de abundância.
4.3.3 Classificação dos Sedimentos
Para a análise textural e classificação dos sedimentos foram utilizados os cálculos
dos parâmetros estatísticos de distribuição, classificação textural e construção de
46
histogramas, com base no método de Folk e Ward (1957)
11
apud Suguio (1973). Foram
construídos, ainda, diagramas triangulares de Sheppard, para a determinação das
frações areia, silte e argila nos sedimentos e de Pejrup, para a determinação da
intensidade hidrodinâmica a qual cada grupo de sedimento foi submetido.
4.3.4 Análise Mineralógica
4.3.4.1 Argilominerais
A técnica mais comum para identificação dos argilominerais em rochas e
sedimentos é a difração de raio-x. Dentre as vantagens deste método, para a
caracterização de fases, destacam-se a simplicidade e rapidez do método, e a
confiabilidade dos resultados obtidos (pois o perfil de difração obtido é característico
para cada fase cristalina).
Um feixe de raios X ao ser difratado por uma amostra contém informações sobre
os tipos de átomos que constituem o material, arranjo atômico e geometria cristalina.
Como cada mineral possui a sua estrutura própria, e cada uma destas estruturas
responde de forma diferente aos raios emitidos, é possível comparar o perfil obtido com
os picos já identificados para cada um dos minerais conhecidos.
Nesta fase, as lâminas orientadas de argila foram levadas ao difratômetro para a
identificação dos argilominerais e demais minerais presentes nas amostras através de
difratogramas. Foi utilizado o difratômetro PHILLPS PW 3020, ligado a um PC instalado
no Laboratório de Difração de Raio-X, com uma radiação CuKα, 40 KV, 40 mA, fendas
de divergência automática 5 – 65° (2θ), velocidade de 0,04° (2θ/min) e tempo de
contagem de 0,5 segundos.
Cada lâmina foi levada 3 vezes ao difratômetro, na forma normal (seca ao ar),
glicolada (acréscimo de glicol, para expansão) e aquecida (aquecida a 550°C). Este
procedimento permitiu a caracterização e identificação dos argilominerais, uma vez que,
cada grupo possui comportamentos distintos em cada situação, devido suas cargas
11
FOLK, R.L. & WARD, W.C. 1957. Brazos river bar: A study in the significance of grain size parameters. Journal of Sed.
Petrol. V. 27, 3-27.
47
estruturais específicas. Posteriormente, foi realizada a análise semi-quantitativa destes
argilominerais para uma melhor caracterização dos sedimentos lamosos.
Nas tabelas 3.1. e 3.2 são mostrados os principais valores de picos (principal e
secundário) dos grupos de argilominerais e os picos comuns, nas condições, normal,
glicolada e aquecida.
Tabela 3.1. Distâncias interplanares referentes aos picos principais e picos secundários dos
argilominerais (Albers et. al., 2001).
Distância Interplanar (Ǻ) (pico
principal)
Distância Interplanar (Ǻ) (picos
secundários)
Argilomineral
7 3,58 Caulinita
10 5,0 e 3,33 Ilita
14 7,0; 4,7 e 3,5 Clorita
14 7,0; 4,7 e 3,5 Clorita expansível
12 ou 14 5,1 e 3,5 Montmorillonita
14 Vermiculita
Tabela 3.2. Posições referentes aos picos principais dos argilominerais em condições
Normais, Glicolada e Aquecida (Albers et al., 2001).
Distância Interplanar
(Ǻ) (normal)
Distância Interplanar
(Ǻ) (glicolada)
Distância Interplanar
(Ǻ) (aquecida)
Argilomineral
7 7 - Caulinita
10 10 10 Ilita
14 14 14 Clorita
14 17 14 Clorita expansível
12 17 10 Montmorillonita-12
14 17 10 Montmorillonita-14
14 14 10 Vermiculita
Após o procedimento de análise das amostras pela difração de raio-x, os dados
obtidos pelo difratômetro foram impressos em forma de gráficos bidimensionais,
relacionando o ângulo 2θ e a intensidade aplicada. Estes dois parâmetros permitiram a
caracterização de cada argilomineral, conforme suas reflexões características,
obedecendo às técnicas de glicolagem e aquecimento supracitado. Os dados do
difratômetro foram, também, processados através dos softwares FullProf, para a
realização das análises semi-quantitativas dos argilo-minerais, obtendo-se, desta forma,
as suas porcentagens relativas.
48
4.3.4.2 Separação e Identificação dos Minerais Pesados
O estudo dos minerais pesados tem como objetivo obter informações sobre a
distribuição e proveniência dos sedimentos arenosos, para desta forma, definir as
possíveis áreas-fontes, direção preferencial de transporte e reconstrução paleogeográfica
da área.
A técnica de separação de minerais pesados baseou-se na utilização do
Bromofórmio (CHBr3), no qual os minerais, previamente obtidos por peneiramento
(frações granulométricas 0,250-0,125mm e 0,125-0,062mm), foram imersos neste líquido.
A identificação dos minerais pesados foi feita mediante a confecção de lâminas de grãos
utilizando como líquido de imersão o Bálsamo de Canadá (n=1,54). Em seguida os grãos
foram analisados em lupa binocular sob um aumento máximo de 40X, para a
identificação e contagem de grãos, seguindo o método “Line Counting”, elaborado por
Galehouse (1971)
12
apud Tomazelli (1978), no qual a contagem é feita ao longo de linhas
longitudinais, no total de 100 grãos.
12
GALEHOUSE JS. 1971. Point counting. In: PROCEDURES IN SEDIMENTARY PETROLOGY. Carver, R.E. (ed.) New
York: Wiley-Interscience, p.385-407.
49
5 GEOMORFOLOGIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ
5.1 INTRODUÇÃO
Os depósitos quaternários costeiros podem apresentar uma relação genética
estreita com as feições da paisagem. Surge, então, a possibilidade de que a análise
estratigráfica de depósitos quaternários deve se considerar diferentes padrões de
organização das paisagens, levando a uma integração entre a geomorfologia e a
estratigrafia (Mello, 1992).
Para a determinação dos domínios geomorfológicos levou-se em consideração os
critérios já descritos por Woodroffe et al. (1986) para a costa australiana e estudos de
padrões de relevo, dentro do contexto de sistemas de relevo, proposto por Ponçano
(1979) e Ponçano et al. (1979). Tais critérios são semelhantes aos aplicados anteriormente
em porções da costa do nordeste do Pará (Marapanim, Salinópolis, Marudá e Bragança),
descritos por Santos (1996), Silva (1998) e Souza Filho (1995; 2000).
A costa nordeste do Pará perfaz cerca de 600 Km de extensão e é considerada
como sendo uma costa transgressiva dominada pelos regimes de maré. Esta área está
desenvolvida dentro de uma costa de submersão, formada por terraços de erosão,
manguezais, planícies de marés e dunas (Franzinelli, 1992).
Os estudos geomorfológicos permitiram uma melhor compreensão da evolução
durante o Holoceno, através do reconhecimento dos padrões de relevo associados aos
diversos ambientes sedimentares e suas distribuições espaciais. É importante frisar que
os estudos foram restritos dentro da área, que corresponde à parte superior do estuário
do rio Maracanã. Assim, este setor pôde ser dividido em dois grandes domínios
geomorfológicos, levando em consideração as características morfológicas,
sedimentológicas, topográficas, vegetação típica e processos físicos atuantes. Estas
unidades são: Planalto Costeiro e Planície Costeira (Figura 5.1), em que a segunda foi
subdividida em planície de maré e planície litorânea (Tabela 5.1).
As unidades geomorfológicas identificadas na porção da Ilha do Marco e parte
leste de Algodoal são mostradas nas figuras 5.2 e 5.3. e descritas a seguir.
50
Figura 5.1. Contexto geomorfológico regional da PCM.
51
Tabela 5.1. Separação dos principais domínios geomorfológicos identificados na região
e suas principais subdivisões (unidades geomorfológicas).
Domínios
Geomofológicos
Subdomínios
Geomorfológicos
UNIDADES
GEOMORFOLÓGICAS
ÁREA (Km
2
)
Planalto Costeiro
Falésias (ativas e inativas)
Plataforma de abrasão
---
---
Planície de Maré
Manguezais
Planície arenosa
Canais e córregos de maré
Baías
Pântano salino
>25
1,6
---
---
---
Planície Costeira
Planície Litorânea
Dunas Costeiras
Paleodunas
Praias (Flecha-barreira)
Delta de maré vazante
Planície de Crista de praia
Lagos
4,5
3,2
7,5
0,9
6,3
0,3
Figura 5.2. Principais domínios e unidades geomorfologicas que correspondem
à parte central e leste da Ilha do Marco.
52
Figura 5.3. Principais domínios e unidades geomorfológicas correspondentes à
parte central e leste da Ilha de Algodoal.
53
5.2 DOMÍNIOS GEOMORFOLÓGICOS
5.2.1 Planalto Costeiro
Esta unidade está caracterizada por ser formada em sedimentos do Grupo
Barreiras e Pós-Barreiras, que constituem o embasamento dos sedimentos quaternários.
Apresenta-se como um relevo degradado em forma de superfícies planas, formando
tabuleiros com vertentes retas e íngremes, mostrando superfícies onduladas em forma
de colinas, com altura que não ultrapassam os 25 m.
Uma feição importante presente na área de estudo são as falésias, que são
formadas quando existe o contato com a planície costeira. Elas se apresentam como
falésias inativas, nas partes mais internas e, na linha de costa atual, são vistas como
falésias ativas (Figura 5.4), pois estão sujeitas diretamente aos regimes de ondas e marés
na região e atingem cerca de 20 m de altura.
Observam-se, ainda, as plataformas de abrasão, que são geradas através dos
processos erosivos ocorrentes nas falésias ativas (Formação Barreiras e Sedimentos Pós-
Barreiras), formando um depósito de blocos de arenitos laterizados.
5.2.1.1 Falésias
As falésias estão esculpidas em sedimentos pleistocênicos da Formação Barreiras
e sedimentos Pós-Barreiras e constituem as extremidades do planalto costeiro. Elas
ocorrem tanto ao longo das extremidades da Baía de Maracanã quanto em contato direto
com o oceano (Marieta).
Levando-se em consideração a localização em relação a linha de costa atual
podem ser separadas em dois tipos distintos: falésia ativa (viva) (Figuras 5.4 e 5.5) e falésia
inativa (morta). As falésias ativas estão desenvolvidas ao longo da linha de costa atual,
onde sofrem uma forte atuação dos regimes de maré e um contínuo processo de
retrabalhamento por ondas. A altura varia entre 15 e 20 m.
As falésias inativas estão desenvolvidas nas partes mais internas da Planície
Costeira. Estas estão isentas dos processos erosivos marinhos. As falésias inativas
54
representam antigas linhas de costa e, geralmente, estão protegidas por sedimentos que
constituem a planície costeira.
Figura 5.4. Falésia ativa (Município de Maracanã – margem esquerda), exposta a ação das
correntes de maré. Representa a borda externa do planalto costeiro. Solapamento da base,
formando vegetação sobre a planície de maré lamosa (Foto: Autor).
5.2.1.2 Plataformas de Abrasão
As plataformas de abrasão são comuns na região e são esculpidas nos depósitos
arenosos e argilosos, pleistocênicos, da Formação Barreiras e Sedimentos Pós-barreiras
(Figura 5.5), e em partes nos sedimentos carbonáticos da Formação Pirabas. Esta
unidade geralmente está anteposta aos sopés das falésias ativas e exposta na maré baixa.
Formam faixas descontínuas e extensões variáveis. As plataformas de abrasão, muitas
vezes, são colonizadas por vegetação de mangue (mangue jovem) e são constituídas por
fragmentos de sedimentos e rochas laterizados.
É comum a presença de plataformas de abrasão, desenvolvidas nos sedimentos
calcários, apresentando-se como blocos métricos isentos de vegetação e altamente
fraturados.
55
Figura 5.5. Plataforma de Abrasão (Pa) desenvolvida em sedimentos Formação Barreiras. Em
segundo plano estão as falésias ativas (Fa), caracterizando uma costa em erosão (Ilha do
Marco) (Juliana Guerreiro, 2005).
5.2.2 Planície Costeira
Esta unidade corresponde aos sedimentos argilosos e arenosos pertencentes aos
depósitos pleistocênicos e holocênicos da região. Pode ser limitada entre o Planalto
Costeiro e a Planície Estuarina (ao Sul) e pelo Oceano Atlântico (ao Norte).
É a unidade mais expressiva, quanto a variedade de subambientes e feições
morfológicas na área e, caracteriza-se por apresentar um relevo plano, próximo do nível
do mar. Apresenta um aspecto “denteado”, sendo recortada por diversos canais de
marés, bem como pela foz do rio Maracanã.
O estudo dos domínios geomorfológicos no estuário do rio Maracanã foi baseado
na descrição feita por Souza Filho (1995), Santos (1996) e Silva (1998), que identificaram
nas áreas adjacentes, Canal Estuarino, Cristas de Praia, Dunas Costeiras, Planície de
Maré, Praias, Pântano Salino, “Chenier”, Paleoduna, praia flexa-barreira e lago. Desta
forma, foram divididas e descritas as seguintes unidades para a planície costeira de
Maracanã: (i) Planície de maré, representada pela planície de maré lamosa (manguezal),
56
planícies arenosas, as baías e os canais e córregos de maré; (ii) Planície litorânea,
composta por praias, planície de crista de praia, dunas costeiras, paleodunas, delta de
maré vazante e lagos.
5.2.2.1 Planície de Maré
5.2.2.1.1 Planície lamosa (Manguezal)
Constituem extensas planícies lamosas, que se desenvolvem ao longo da baía
estuarina e são resultantes dos efeitos das intensas variações da maré, estando
localizadas entre os níveis de marés de sizígia e a média das marés, correspondendo a
uma área que ocupa cerca de 25 Km
2
. Os manguezais (figura 5.6) se caracterizam, ainda,
por se apresentar sob forma de terraços baixos quase horizontais, recortados por canais
de maré e córregos, constituídos basicamente, por sedimentos finos e ricos em matéria
orgânica.
Figura 5.6. Floresta de manguezal, com exposição das raízes sobre estrato
lamoso (Autor).
57
O manguezal é considerado como uma zona de transição entre os ambientes
marinho e continental, sujeita a um regime de baixa energia. No entanto, a dinâmica dos
processos costeiros, faz com que esta zona apresente características morfológicas
distintas. As ondas e correntes de marés geram processos erosivos, que condicionam o
desenvolvimento de feições retrogradacionais, representados pelos terraços erosivos de
manguezal (Figura 5.14), que aparecem recobertos por areia transportadas dos bancos
arenosos. Quando esses processos, de certa forma não atuam sobre os manguezais, há
um processo deposicional, formando feições progradacionais, o que é observado através
da colonização de mangue jovem. É comum a formação de barras lamosas em pontal
nas desembocaduras dos canais de maré (Figura 5.18).
5.2.2.1.2 Planície Arenosa
Esta unidade localiza-se, nas partes extremas da planície costeira, geralmente,
bordejando os depósitos de manguezal, paleodunas e dunas costeiras. Constituiu uma
região arenosa limitada logo abaixo do nível de maré baixa, nas porções mais próximas
do oceano e na linha média das marés, abrangendo, desta forma, a zona de inframaré,
bem como a zona de intermaré.
Dentro desta unidade estão inseridas as cristas/barras de corrente de maré (“tidal
current ridges”), que, às vezes, constituem o início do litoral (pré-litoral), quando
desenvolvidas no oceano. Estas feições são observadas durante a baixamar, desenhando
forma de cristas alongadas paralelas às direções dos fluxos de correntes de maré (Figura
5.10), desenvolvendo-se ao longo da foz dos grandes rios e da baía de Maracanã (Figura
5.16).
5.2.2.1.3 Baías
É uma feição que se destaca na área, representada pela Baía de Maracanã. Esta
constitui uma reentrância limitada pelas pontas do Marco, ao leste, e de Algodoal, ao
58
oeste. A foz possui uma largura máxima de 7,5 Km. É margeada pela planície de maré
lamosa (manguezal), que é recortada por vários córregos e canais de maré. Nas margens
da baía são observados terraços de manguezal e falésias ativas, além de extensas
planícies de areia, representadas pelo delta de maré vazante, que surgem durante os
períodos de baixamar.
5.2.2.1.4 Canais e córregos de maré
Os canais de maré (“Tidal Creek”) constituem canais secundários, que sofrem a
influência da maré. Cortam as planícies de maré lamosas e fornecem sedimentos e
oxigenação para as áreas adjacentes, em resposta às variações de maré. Estão
desenvolvidos em toda a planície de maré e são caracterizados por canais retos e/ou
meandrantes, com larguras variáveis, limitadas, principalmente, pelos manguezais e
pelo planalto costeiro. Ao longo desta unidade são observados barras em pontal, barras
de meio de canal, ilhas de manguezal e terraços de manguezal. Geralmente
desenvolvem “sandwaves”, “megaripples” e também, pequenas ondulações.
5.2.2.2 Planície Litorânea
5.2.2.2.1 Paleodunas
As paleodunas ocupam cerca de 5-8% da área. As paleodunas (Figura 5.17) são
observadas na parte interior da planície costeira e estão limitadas, ora entre os
manguezais e planalto costeiro, ora pelas dunas costeiras e o mangue. Possuem
amplitudes inferiores a 10m. Ocorrem recuadas nas porções oeste e norte da Ilha de
Algodoal, onde estão, às vezes, associados à pântanos salinos nas suas extremidades, e
na parte norte da Ilha de Marieta. Essas dunas, geralmente, estão colonizadas por um
tipo de vegetação arbustiva. Durante o período chuvoso pode formar lagos
intermitentes. Pode-se observar quando exposta por corte longitudinal, estratificação
cruzada tabular tangencial (Figura 5.7).
59
Figura 5.7. Em primeiro plano a praia e blocos ferruginosos, caracterizando uma
plataforma de abrasão esculpida em sedimentos da Formação Barreiras e Pós-
Barreira. Logo acima o desenvolvimento de paleoduna e uma estratificação cruzada
tabular tangencial (Ilha do Marco) (Juliana Guerreiro, 2005).
5.2.2.2.2 Dunas Costeiras
As dunas costeiras são observadas ao longo da linha de costa, tanto na parte leste
da ilha de Algodoal, quanto na porção costeira leste da área de estudo. É limitada ao
norte pela praia flecha-barreira e planícies de crista de praia. Ao sul faz limite ora com a
unidade de manguezal, ora com a planície de crista de praia. Estas dunas podem
apresentar-se fixadas pela vegetação rasteira de cipó e arbustos (Figura 5.8.), não
permitindo sua migração; este tipo é denominado dunas costeiras fixas (Dcf). Estas estão
alinhadas segundo a direção NW/SE na porção costeira oeste (Parte leste de Algodoal) e
aleatoriamente (porção leste). Possuem altura máxima entre 10 e 12m. Possuem formas
arredondadas nos seus topos e podem formar lagos temporários entre elas, que são
60
abastecidos pelo regime pluvial (Figura 5.9).
Figura 5.8. Campo de dunas costeiras fixadas por vegetação arbustiva (Marieta)(Juliana
Guerreiro, 2005).
61
Figura 5.9. Campo de dunas vegetadas e sistema de lagos interdunas. Lagos
intermitentes que dependem da precipitação pluvial (Marieta) (Juliana Guerreiro, 2005).
Figura 5.10. Imagem de satélite LANDSAT ETM 7, na composição Banda 3,
mostrando, a praia Flecha-barreira; as direções das correntes de maré e barras
arenosas; e as Barras arenosas de maré (Ba). Imagem de 2001, durante a maré
baixa.
62
5.2.2.2.3 Lagos
São corpos aquosos, que geralmente estão associados às unidades de dunas,
paleodunas, planície de cristas de praia, e por vezes são desenvolvidos, também, na
planície de maré lamosa e no Planalto Costeiro. São abastecidos, principalmente pela
água da chuva e no período menos chuvoso, pelo lençol freático.
5.2.2.2.4 Praias
As praias ocupam toda a porção norte e sudeste das ilhas de Algodoal e Marieta,
apresentando morfologia plana, com ligeira inclinação para o mar. Estão dispostas
obliquamente à linha de costa, no sentido NW-SE (Figuras 5.10, 5.11, 5,12a e 5.12b). As
praias flecha-barreira, geralmente, bordejam as planícies de maré lamosas (manguezal) e
são recortadas pelos canais de maré (Figura 5.12a).
Podem ser divididas em antepraia (“foreshore”) e pós-praia. A grande amplitude
de maré e a suave inclinação das praias formam grandes extensões de zona de
estirâncio.
Figura 5.11. Extremidade da praia (flecha-barreira) mostrando a zona de estirâncio e
zona de pré-praia e o início da floresta de mangue (Marieta) (Juliana Guerreiro, 2005).
63
5.2.2.2.5. Planície de Cristas de Praia
Essas cristas de planície de praia (figuras 5.15 e 5.17) constituem antigas linhas de
costa, ou seja, corresponde a um sistema de cristas de praia antigas, contínuas e
descontínuas se estendendo por cerca de 2 km na porção leste da Ilha de Algodoal e 1,5
Km na parte leste da Ilha de Marieta (Figura 5.15). Elas possuem, geralmente, 1 a 2m de
altura. Estão dispostas segundo a direção NW-SE e, geralmente, comportam lagos
intermitentes, de mesma direção, que enchem no período chuvoso. Encontram-se, às
vezes, sobrepostas pelos campos de dunas ou em contato direto com o canal estuarino
(Figura 5.15). Pode-se observar um truncamento entre as cristas e uma vegetação
rasteira sobre as mesmas. (Figura 5.13)
Figura 5.12. Imagem de satélite Google Earth (2005), mostrando: (A) praia cortada pelo
canal estuarino; (B) Praia do tipo Flecha-barreira (cordão litorâneo) e; (C) Ponta em
esporão. Algodoal (A e B) e Ilha do Marco (C).
5.2.2.2.6. Delta de Maré Vazante
É uma planície arenosa característica, desenvolvida junto à confluência da foz dos
canais furo Velho e Igarapé das Pedras, ao norte da Ilha de Algodoal (Figura 5.13). Esta
unidade está composta, pelos canais de enchente e vazante (margem e centro,
64
respectivamente). Apresenta megaondulações (“megaripples”), com orientação paralela
à linha de costa e perpendicular ao fluxo das marés.
Figura 5.13. Imagem de satélite Google Earth (2005), mostrando a unidade de planície de
crista de praia (PCP) e a praia Flexa-barreira (Pfb) e Delta de maré vazante, desenvolvido na
foz de dois canais (Ilha de Algodoal).
Figura 5.14. Terraço erosivo desenvolvido sobre a planície de maré lamosa. Área
correspondente no retângulo vermelho da imagem (Juliana Guerreiro, 2005).
65
Figura 5.15. Em primeiro plano o mangue bordejando o canal estuarino e, a planície de crista
de praia (PCP), sobreposta por uma vegetação arbustiva. Porção Leste (Marieta) (Juliana
Guerreiro, 2005).
Figura 5.16. Planície de maré arenosa desenvolvida sobre as plataformas de abrasão e na
extremidade da vegetação de mangue (Marieta) (Juliana Guerreiro, 2005).
66
Figura 5.17. Imagem de satélite Google Earth (2005) mostrando as unidades geomorfológicas:
paleodunas (Pd), Manguezais (M), Planície de crista de praia (PCP), Campo de dunas
costeiras (Dc), Plataforma de Abrasão (Pa) e Planalto costeiro (P). Ilha do Marco.
Figura 5.18. Barra lamosa em pontal. Observar a intercalação entre areia e silte (Autor). Ilha do
Cumarú.
67
6 ESTRATIGRAFIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ
6.1 APRESENTAÇÃO
Os estudos estratigráficos das seqüências sedimentares holocênicas no estuário
do rio Maracanã seguiram procedimentos semelhantes aos adotados por Souza Filho
(1995); Silva (1996); Santos (1996) e Silva (1998), que estudaram outras porções da costa
nordeste do Estado do Pará (Bragança, Salinópolis, Algodoal e Marapanim), consistem
no conceito de unidades morfoestratigraficas e fácies estratigráfica, aplicados
inicialmente, por Woodroffe et al. (1986) para estudar o estuário do rio Alligator, na
Autrália.
O estudo sedimentológico permitiu a definição de seis unidades litológicas e
cinco litofácies associadas, com características distintas de estrutura e conteúdo
mineralógico, através dos quais se podem delimitar correlações laterais e verticais,
sendo possível definirem através de seções, três sucessões estratigráficas, S1, S2 e S3.
6.2 UNIDADES LITOLÓGICAS
6.2.1 Depósitos de Barra em Pontal
Os depósitos situados na parte mais interna da planície de inundação são
constituídos por intercalações de camadas finas de areia quartzosa de granulometria
fina e camadas espessas de lama, que apresenta, por vezes, concentrações de restos
vegetais de matéria orgânica (Figuras 6.1 e 6.2). Já os depósitos localizados mais
próximos à foz dos canais de maré constituem corpos arenosos (com lama subordinada),
mais expostos, apresentando estratificação heterolítica. Esta unidade atinge cerca de 3 m
de espessura, apresentando níveis de até 25 cm de lama cinza oliva (5Y 6/1) e 5 cm de
areia fina, de coloração esbranquiçada (5Y 8/1) (Figura 6.1 – CM-19).
68
6.2.2 Depósitos de Dunas Costeiras
São representadas por grandes campos de dunas, que geralmente possuem uma
direção E-W. Apresentam uma espessura de cerca de 2 a 5 m, onde apresenta
estratificações cruzadas acanaladas e, às vezes, tangenciais. Estas duna são constituídas
por areias quatzosas de granulometria fina a média, de coloração branca acinzentada
(N8) e, às vezes, amarelo acinzentado (5Y 8/1).
6.2.3 Depósitos de Manguezal
Corresponde a um pacote com espessura superior a 2 m. Na base, a lama
apresenta uma alta concentração de matéria orgânica e restos vegetais, com cor cinza
marrom escuro (10RY 2/2). No topo apresenta lama sem fragmentos vegetais, com uma
coloração cinza amarronzada (5YR 4/2) e logo após uma camada cinza esverdeada (5Y
4/1), apresentando fragmentos de restos vegetais (Figura 6.1).
6.2.4 Depósitos de Praia
Os depósitos de praia, com cerca de 1m de espessura, são formada por areias
finas a médias, bem selecionadas e coloração cinza amarelada (5Y 8/1) (Figura 6.5). Estão
sobrepostos às unidades de planície de crista de praia e dunas costeiras, ou em contato
direto com os sedimentos do Grupo Barreiras.
6.2.5 Depósitos de Planície de Cristas de Praia
Constitui um pacote com espessura de 1m (em contato com a unidade praia
flecha-barreira). Pode estar sobreposta pelos sedimentos que compõem a unidade de
praia flecha-barreira. Os sedimentos que constituem esta unidade apresentam coloração
cinza esverdeado (5Y 6/1) gradando ao topo para uma coloração cinza rosada (5YR 8/1).
Apresentam laminações plano-parelelas e inclinações de baixo ângulo, com acamamento
69
heterolítico (Figura 6.5).
6.2.6 Depósitos de Barra Arenosa
São barras de disposição longitudinal, perpendiculares à costa e paralelas às
correntes de marés, que se desenvolvem na foz dos canais de maré e ao longo da baía.
Apresenta uma espessura geralmente maior que 3m. Representa um pacote de
sedimentos arenosos de coloração cinza amarelado (5Y 8/1), com finas lentes de lama. O
depósito arenoso que constitui esta unidade apresenta uma sucessão progradante com
granocrescência ascendente (coarsening upwards).
6.3 SUCESSÕES E FÁCIES ESTRATIGRÁFICAS
A identificação das litofácies da Planície Costeira de Maracanã possibilitou a
individualização de três sucessões estratigráficas. Cada sucessão representa uma
associação de feições típicas de uma posição específica no ambiente deposicional.
6.3.1 Sucessão S1
A Sucessão S1 mostrou exclusivamente a presença da fácies areia e lama
estuarina, conforme descrito abaixo:
6.3.1.1 Fácies Areia e Lama Marinha e Estuarina (ALME)
Ocorre em grande parte da área, a uma profundidade de 0,6 m. Constitui uma
intercalação de camadas de espessuras variáveis (25 a 0,5 cm). A lama varia entre as
cores cinza escura (10YR 2/2), com uma grande quantidade de matéria orgânica e restos
vegetais, e cinza esverdeada (10YR 2/2) (Figura 6.4). São areias finas e muito finas a,
intercaladas com lama cinza esverdeada, que, às vezes possui conteúdo de matéria
orgânica, apresentando acamamento, ora flaser, ora linsen, com estruturação em camadas
70
plano-paralelas.
A análise granulométrica revelou a predominância de areia, na parte superior,
gradando para argila, na parte inferior. Os sedimentos que constituem esta fácies foram
classificados como areia síltica (superior) e a areia síltico-arenosa (inferior), de ambiente
de hidrodinâmica moderada.
6.3.2 Sucessão S2
6.3.2.1 Fácies Lama Orgânica (LO)
É representada pelos depósitos lamosos da planície de maré, correspondendo a
um pacote com espessura superior a 2 m, onde apresenta, a partir do topo, lama sem
fragmentos vegetais, com uma coloração cinza amarronzada (5YR 4/2) e logo após uma
camada cinza esverdeada (5Y 4/1), com fragmentos de restos vegetais (Figuras 6.1 e 6.2).
Na base, a lama apresenta uma alta concentração de matéria orgânica e restos vegetais,
com cor cinza marrom escuro (10RY 2/2).
Geralmente não apresenta estrutura definida. A granulometria predominante é a
argila (9Φ), principalmente na porção superior, porém, com tendência a aumento em
direção a porção inferior, predominando a granulometria silte (6-8Φ). Segundo a
classificação de Shepard (1954)
13
apud Dias (2004) esses sedimentos são classificados
como argilas silticas depositadas segundo processos de hidrodinâmica baixa a
moderada.
6.3.2.2 Fácies lama e areia de Barra em Pontal (LABP)
Esta unidade pôde ser dividida em dois tipos: barras mais lamosas, situadas nas
partes mais internas das planícies de maré e, as barras mais arenosas, nas porções mais
externas, próximas à foz dos canais de maré. Constituem pacotes, com cerca de 3 m. de
espessura. Apresenta estratificação heterolítica (intercalação entre areia e lama), com
13
SHEPARD, F.P. (1954) - Nomenclature based on sand - silt - clay ratios. Journal of Sedimentary Petrology,
24:151- 158.
71
níveis de até 25 cm de lama cinza oliva (5Y 6/1) e 5 cm de areia fina, de coloração
esbranquiçada (5Y 8/1) (Figura 6.4 – CM-19). Os níveis de lama apresentam, às vezes,
concentrações de restos vegetais e matéria orgânica (Figuras 6.1 e 6.2).
No testemunho P-04 (Figura 6.3) foram observados depósitos de lama com
laminações de areia (acamamentos do tipo flaser), típicos de barra em pontal lamosa. O
percentual de areia, silte e argila mostraram que há predominância da granulometria 4,5
a 10Φ (silte e argila). A fração silte predomina, principalmente na porção superior da
fácies, enquanto que nas porções mais inferiores, a argila é mais marcante. Em poucos
casos a areia predomina sobre as outras granulometrias. As areias analisadas nessa
fácies são de granulometria fina a muito fina, apresentando um grau de seleção muito
homogêneo, ao longo do perfil, com valor aproximadamente de 3.0, o que é
característico de sedimentos muito bem selecionados. No testemunho P-17 (Figura 6.4)
ocorrem características bem similares, com domínio de silte no topo da fácies, e argila na
base, e as areias são também, finas a muito finas, com um bom grau de seleção.
Estes sedimentos foram classificados como argila síltica, na porção superior, e
areia argilosa, na porção inferior, mostrando claramente que a granulometria apresenta
uma granodecrescência ascendente. Segundo a classificação de Pejrup (1988)
14
apud Dias
(2004) estes sedimentos foram depositados segundo uma hidrodinâmica moderada.
6.3.3 Sucessão S3
6.3.3.1 Fácies Areia Marinha (AM)
6.3.3.1.1 De Praia
Desenvolvem sobre os manguezais de inframaré, apresentando uma espessura de
0,7 m. (Figura 6.4). Apresentam estratificação de baixo ângulo, geradas a partir da
migração de pequenas marcas onduladas. É constituída por areia de coloração cinza
oliva clara (5Y 4/1), correspondendo a areias de cordões de planície de praia e, coloração
14
PEJRUP, M. (1988) – The triangular diagram used for classification of estuarine sediments: a new approach.
In: de Bóer, P.L., van Gelder, A. & Nio, D.D. (Eds.), Tide-Influenced Sedimentary Environments and Fácies. Reidel,
Dordrecht, pp.289-300.
72
cinza amarelado (5Y 7/2), característico de areias de praias atuais. Está sobreposta as
unidades de planície de crista de praia e dunas costeiras, ou em contato direto com os
sedimentos do Grupo Barreiras.
São depósitos predominantemente arenosos (>90%), com Phi variando entre 2,0 a
3,0, sendo areias muito finas, com quantidades subordinadas de silte e argila (<10%). As
areias são bem selecionadas, no topo, e muito bem selecionadas, na base da fácies, com
assimetria negativa a assimétrica. Os sedimentos desta fácies foram classificados como
sendo areia, areia síltica e areia argilosa, submetidas a um regime de hidrodinâmica
moderada.
6.3.3.1.2 De Planície de crista de praia
Constitui um pacote com espessura de 1m (em contato com a unidade praia
flecha-barreira). Pode estar sobreposta pelos sedimentos que compõem a unidade de
praia flecha-barreira. Os sedimentos que constituem esta unidade apresentam coloração
cinza esverdeada (5Y 6/1) gradando ao topo para uma coloração cinza rosada (5YR 8/1).
Apresentam laminações plano-parelelas e inclinações de baixo ângulo, com acamamento
heterolítico (Figura 6.5).
A granulometria predominante está em torno de 2,5 e 3,0Φ, correspondendo a
areias finas e muito finas, as quais são muito bem selecionadas e aproximadamente
assimétricas. O conteúdo de argila e silte chegam até 15% e 10%, respectivamente. Esta
fácies apresenta granocrescência descendente, acompanhando a tendência da
distribuição das quantidades de silte e argila.
73
Figura 6.1. Testemunho P-03 e perfil descritivo mostrando lama sem estratificação aparente
(LM) na parte superior (topo) característica de manguezal; seguida de lama com algumas
lâminas de areia (acamamento heterolítico). Na base ocorre alternância entre camadas de
areia, argila e concentrações de material orgânico, típico de canal fluvial (AF).
74
Figura 6.2. Testemunho CM-14 e perfil esquemático mostrando na base Lama escura com
fragmento de madeira (Lama estuarina), seguida por areia com estratificação “swach” (Cordões
de planície de praia) e no topo areia de praia em esporão.
75
Figura 6.3. Testemunho P-04 e perfil esquemático mostrando intercalação de areia e argila
(acamamento heterolítico), caracterizando uma fácies de barra em pontal. Notar a presença de
uma camada de turfa (cinza).
76
Figura 6.4. Testemunho P-17 mostrando a unidade morfostratigráfica de planície de maré
lamosa.
77
P-20
P-15
P-18
Figura 6.5. Testemunho P-20, P-15 e P-18: no primeiro, a presença de lama de manguezal e
areia a lama marinha/estuarina; no segundo areia e lama de barra em pontal e areia e lama
estuarina e no terceiro mostrando areia de praia.
78
Figura 6.6. Testemunho P-04: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
79
Figura 6.7. Testemunho P-14: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
80
Figura 6.8. Testemunho P-15: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
81
Figura 6.9. Testemunho P-17: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos
de média (Φ) e selecionamento dos grãos.
82
Figura 6.10. Testemunho P-18: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
83
Figura 6.11. Testemunho P-19: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
84
Figura 6.12. Testemunho P-20: (A) perfil estratigráfico, (B) perfil mostrando a relação entre as
quantidades de areia silte e argila; (C) e (D) distribuição vertical dos parâmetros estatísticos de
média (Φ) e selecionamento dos grãos.
85
Figura 6.13.
Diagramas ternários de Shepard, mostrando a classificação dos sedimentos em alguns testemunhos da planície
86
Figura 6.14. Diagramas ternários de Pejrup, mostrando a classificação dos sedimentos segundo a intensidade da
hidrodiâmica dos sedimentos da planície costeira.
87
6.4 COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA
6.4.1 Argilominerais
Os comportamentos de expansão e retração basal, através dos processos de
glicolagem e aquecimento (550°C por 2 horas), respectivamente, permitiram a
identificação dos principais argilominerais: Caulinita, Esmectita e Ilita (Figura 6.15). As
lâminas secas em temperatura ambiente (Normal) apresentaram as seguintes reflexões:
14Ǻ, 10Ǻ, 7Ǻ, 5Ǻ, 3,58 Ǻ e 3,34Ǻ. As lâminas depois de glicoladas apresentam reflexões
17Ǻ, 10Ǻ, 7Ǻ, 5Ǻ, 3,58Ǻ e 3,34Ǻ. Quando aquecidas as reflexões obtidas são: 10Ǻ, 5Ǻ e
3,34Ǻ.
Figura 6.15. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil
P-04. (I) Ilita; (K) Caulinita e; (E) Esmectita.
88
As reflexões 7Ǻ e 3,58 Ǻ sugerem a presença da caulinita, uma vez que estes picos
não se modificam nos processos de glicolagem e normal e, desaparece quando aquecida.
As flexões 10Ǻ, 14Ǻ e 10Ǻ coincidem com as propriedades expansivas da esmectita. Já o
aparecimento dos picos 10Ǻ, 5Ǻ e 3,34Ǻ, sem mudança nos três processos, indica a
presença da ilita (Figura 6.16).
Figura 6.16. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-
15. (I) Ilita; (K) Caulinita e; (E) Esmectita.
89
Figura 6.17. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-17.
(I) Ilita; (K) Caulinita e; (E) Esmectita.
90
Figura 6.18. Difratogramas de raio-x da fração argila no perfil P-19.
(I) Ilita; (K) Caulinita e; (E) Esmectita.
6.4.1.1 Sucessão S1
Nesta sucessão a quantidade de esmectita atinge a porcentagem mínima de 40% e
valores máximos de 49%. Estas quantidades diminuem até a porção média, e em
seguida começa a aumentar até a porção inferior. O comportamento da caulinita é
exatamente inversa ao da esmectita, ou seja, a quantidade aumenta até o meio e depois
diminui em direção a base. Neste caso a caulinita assume um valor mínimo de 30% e
máximo de 38%. Já as porcentagens da ilita permaneceram praticamente constantes, em
torno de 20%.
91
6.4.1.2 Sucessão S2
Os argilominerais na litofácie lama orgânica, identificada no P-04 (Figura 6.19)
têm um comportamento muito homogêneo, onde a esmectita foi a mais abundante, com
valor variando entre 39 e 42 %; a caulinita apresentou porcentagem entre 30 e 32%; e a
ilita foi a menos representativa, com valor praticamente constante de 28%. Já no
testemunho P-17, o comportamento dos argilominerais, na fácies lama orgânica, é
relativamente diferenciado, mostrando que a esmectita varia de 42 a 47%, a caulinita, 33
a 37% e a ilita, atinge quantidades desde 15 até 24%. Neste caso, os valores maiores de
ilita estão na parte superior da fácies, apresentando ainda uma relação inversa com os
demais argilominerais.
Na fácies lama e areia de barra em pontal, os argilominerais apresentaram um
comportamento irregular, sendo que no P-15 (Figura 6.20) a esmectita foi a
predominante, atingindo uma quantidade mínima de 39% e máximo de 47%. A caulinita
varia ente os valores de 29 e 39%, enquanto que a ilita vai de 13% até 26%.
6.4.1.3 Sucessão S3
A sucessão S3 é representada pelos sedimentos arenosos marinhos de praia e
barras arenosas que apresentam quantidades inferiores a 10% de argila, fração utilizada
para análise de argilominerais. Esta argila é oriunda de eventuais lentes e laminações
finas de lama. Portanto, não foi possível realizar uma análise mais detalhada do
comportamento dos argilominerais nesta fácies, onde a única amostra analisada revelou
valores semelhantes aos já encontrados, com 44% de esmectita, 36% de caulinita e 20%
de ilita.
92
Figura 6.19. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e
Esmectita, nos Perfis P-04 e P-14.
93
Figura 6.20. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e Esmectita,
nos Perfis P-15 e P-18.
94
Figura 6.21. Distribuição e comparação vertical das quantidades de Ilita, Caulinita e
Esmectita, nos Perfis P-17 e P-19.
95
Figura 6.22. Distribuição vertical, em porcentagem, de ilita, caulinita e esmectita nas secessões 1,
2 e 3.
6.4.2 Minerais Pesados
A análise dos minerais pesados foi restrita na fácies arenosa: Fácies Areia
Marinha (praia e planície de cristas de praia) e nas areia da Fácies Areia e Lama de Barra
em Pontal. Desta forma, foram identificados nos sedimentos da planície costeira de
Maracanã 8 minerais pesados: Cianita, Estaurolita, Zircão, Turmalina, Rutilo,
Sillimanita, Hornblenda e Epidoto.
S3
S2
S1
Ilita
Caulinita
Esmectita
96
O índice ZTR, relacionado à maturidade dos minerais (Pettijohn, 1957), mostrou
que os mais instáveis (hornblenda) distribuem-se, principalmente nos depósitos de lama
e areia de barra em pontal. Por outro lado, os minerais mais estáveis (maturos) como
zircão, rutilo e turmalina, ocorrem com mais freqüência nas amostras
predominantemente arenosas.
6.4.2.1 Sucessão S1
Os principais minerais pesados presentes na fácies areia e lama marinha e
estuarina (P-14, P-15) foram a estaurolita, zircão, e a cianita, com porcentagens de 56, 19
e 8%, respectivamente (Figuras 6.23 e 6.26). Estes valores não apresentam variações
significativas ao longo da sucessão.
6.4.2.2 Sucessão S2
A sucessão S2 é representada pelos sedimentos da fácies lama orgânica e fácies
lama e areia de barra em pontal. No testemunho P-04 (Figura 6.22) (Ilha do Cumarú) os
minerais mais representativos, no sentido base-meio (areia e lama de barra em pontal),
são a estaurolita (31-40%), zircão (22-26%), cianita (11-9%) e epidoto (10-4%). Estes
valores são encontrados nos testemunhos P-04, P-15 e P-17 (Figuras 6.22, 6.23 e 6.24).
6.4.2.3 Sucessão S3
A fácies arenosa, que constitui esta sucessão, apresenta uma predominância de
estaurolita, zircão, cianita e epidoto. Na porção superior o zircão é o mineral mais
representativo, com 33%, seguido pela estaurolita, com 29% e pelo epidoto, com 9%. Na
porção média os principais minerais são a estaurolita, com 34%, a zircão, com 19% e
epidoto, com 16%. A porção inferior apresentou um comportamento semelhante ao
anterior, onde a estaurolita foi predominante, com cerca de 31%, e depois pelo zircão
com 23% e o epidoto, com 12%. Foi possível notar um leve aumento na quantidade de
97
minerais pesados em direção do topo da sucessão.
Figura 6.23. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira
(testemunhos P-04 e P-14).
98
Figura 6.24. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira (testemunhos
P-15 e P-18).
99
Figura 6.25. Distribuição vertical dos minerais pesados na planície costeira (testemunhos
P-17 e P-19).
100
Figura 6.26.
Distribuição vertical dos minerais
pesados nos sucessões S1, S2 e S3.
101
7 DISCUSSÕES
7.1 GEOMORFOLOGIA DA PLANÍCIE COSTEIRA DE MARACANÃ
Na PCM, incluindo as porções leste das Ilhas de Algodoal e do Marco, possuim
uma grande diversidade de ambientes sedimentares, sendo influenciados pelo regime
de macro-maré, e secundariamente pelos ventos, clima, ondas, correntes costeiras e
neotectônica.
O planalto costeiro constitui o embasamento das unidades morfológicas da
planície costeira e pertence a um sistema que se deu origem a partir do Plio-Pleistoceno,
conforme descrito por Barbosa & Pinto (1973), no qual, durante a última transgressão
marinha (5100 anos A.P.), as suas extremidades foram retrabalhadas, dando origem a
falésias (falésias inativas). O contato entre a unidade de planalto costeiro e a planície
costeira pode ser identificado a partir da presença, muitas vezes, de campos alagados
(campos salinos externos - outer salt marsh).
A deposição de sedimentos finos, formando planícies lamosas, deve-se a
diminuição da velocidade de corrente. Os manguezais (planícies de maré lamosas) são
tipicamente de intermaré, o que é típico na porção nordeste do Estado do Pará (região
do Salgado). A unidade de manguezal desenvolve feições retrogradacionais (terraços
erosivos) (Figura 5.14), por estarem sujeita as ações das correntes de maré e, feições
progradacionais (manguezal jovem), quando estão protegidas, ou as ações das correntes
de maré são incapazes de erodi-las.
As dunas costeiras atuais e paleodunas representam as feições eólicas atuais e
antigas, respectivamente. As dunas costeiras (fixas por vegetação) (frontais e
embrionárias) (Figura 5.7), ativas (forma barcana) podem apresentar-se superpostas
umas as outras, formando um sistema transgressivo sobre as planícies de maré e as
praias. As paleodunas foram formadas, provalvelmente, durante a evolução de “strand
plain” (Santos, 1996), por estarem associadas (sobrepostas) ao planalto costeiro.
As planícies de cristas de praia constituem antigas linhas de costa, ou seja,
corresponde a um sistema de cristas de praia antigas, no qual seria o resultado da
102
acreção costeira e migração de barras arenosas, sob condições de alto influxo sedimentar
e fraca atuação das ondas (Santos, 1996).
Os lagos presentes na área estão associados, tanto as dunas costeiras e
paleodunas. Esta unidade pode secar totalmente em períodos de estiagem (junho a
novembro), desenvolvendo vegetação típica, ou parcialmente, quando é abastecido pelo
lençol freático. No período de chuva (dezembro a maio) são supridos pelo regime
pluvial (chuva).
Os pântanos salinos (salt marsh) estão geralmente associados a antigos canais de
maré e, também, aos limites de contato entre a planície costeira, através da floresta de
mangue e o planalto costeiro. São periodicamente inundados, dependendo do período
de chuvas da região, podendo secar totalmente no período chuvoso.
O litoral nordeste do Estado do Pará é formado por “rias” (capítulo 4). Nesse tipo
de costa é comum o desenvolvimento das praias do tipo “flecha-barreira”. Esse tipo de
praia é formado a partir do crescimento e progradação das barras arenosas litorâneas.
Ao mesmo tempo, constitui uma unidade retrogradacional, quando representada pelos
cordões arenosos (beach ridges).
A planície arenosa, representada pelas barras arenosas de maré, é descrita,
segundo El-Robrini et al. (1992), como sendo o resultado do retrabalhamento de antigos
depósitos de origem fluvial. Outra feição importante é o delta de maré vazante, que
forma depósitos arenosos na foz de rios e canais.
Segundo a classificação proposta por Pritchard (1952), que associa a intensa
atuação da dinâmica das correntes de maré nos processos sedimentares, a
hidrodinâmica e a morfologia, o estuário de Maracanã pode ser classificado como
estuário dominado por maré.
7.2 GRANULOMETRIA DOS SEDIMENTOS
Determinadas propriedades físicas dos sedimentos são fundamentais para
estudar os depósitos sedimentares e a dinâmica sedimentar que os originou. Alguns dos
parâmetros determinantes são: a densidade, o tamanho, a forma e a rugosidade da
103
superfície das partículas, bem como a granulometria dos sedimentos. No entanto, a
propriedade mais ressaltante dos sedimentos é, provavelmente, a dimensão das
partículas que os compõem. Neste aspecto, a primeira abordagem, e a mais simples, é a
quantificação por grandes classes dimensionais, ou seja, a “Análise Textural”.
O tamanho das partículas em sedimentos detriticos, condicionado pelo seu
diâmetro, constitui uma propriedade textural fundamental. Assim, segundo Suguio
(2003), a análise granulométrica (grain size analysis) torna-se de grande valia para os
estudos de sedimentos, uma vez que: a granulometria pode fornecer bases para a
descrição mais precisa dos sedimentos; a distribuição granulométrica pode caracterizar
sedimentos de diferentes ambientes deposicionais; pode fornecer informações sobre os
processos físicos, tais como hidrodinâmicos.
A importância de análise granulométrica se baseia na determinação do tamanho
dos grãos, definição dos parâmetros necessários para a caracterização textural dos
sedimentos e para descrição do ambiente de sedimentação em termos de sua energia e
viscosidade.
O estudo sedimentológico constitui basicamente na individualização das fácies
sedimentares que constituem os depósitos holocênicos. O termo “fácies” tem como
conotação a definição proposta por Walker (1984), que considera fácies um corpo de
rocha com características específicas, tais como cor, estruturas sedimentares, composição
mineralógica, textura e conteúdo fossilífero.
7.3 MINERALOGIA DOS DEPÓSITOS HOLOCÊNICOS
7.3.1 Argilominerais
Os argilominerais são aluminosilicatos com estruturas em folhas, que são
formados mediante a alteração de silicatos de alumínio pelo intemperismo ou por
processos hidrotermais. A maioria dos sedimentos argilosos é composta por uma
mistura de dois ou mais argilominerais. Os processos de intemperismo, atuando sobre
alguns minerais primários, podem dar origem a minerais autigênicos de diferentes
maneiras. Neste caso, os minerais primários são submetidos à hidrólise total, ainda na
104
área fonte, que destrói a estrutura e libera os constituintes solúveis, onde uma parte
desses elementos pode recombinar-se para originar argilominerais nos ambientes de
sedimentação. Os minerais primários podem, ainda, ser transportados na forma de
componentes detríticos e, no ambiente de sedimentação, sofrer a hidrólise total,
fornecendo elementos químicos necessários para a formação dos argilominerais.
Todos os ambientes naturais de sedimentação herdam de áreas-fontes mais
antigas os seus componentes sólidos, coloidais e em solução. Em um mesmo ambiente
podem ser encontrados argilominerais originados por diferentes processos. No entanto,
a origem é essencialmente detrítica, podendo haver, também o processo de neoformação
e autigênese.
Os argilominerais não são restritos de um determinado ambiente geológico,
podendo ser originados em diferentes ambientes de sedimentação. Segundo Faria &
Sanchez (2001), os argilominerais indicam uma distribuição seletiva intimamente
associada às características do relevo e aos ambientes deposicionais. Os argilominerais
micáceos são predominantes na região do alto curso próximos à área-fonte primária,
enquanto que a caulinita, proveniente da decomposição de diversos minerais, se
concentra gradativamente em direção ao estuário.
Figura 7.1. Conteúdo médio de esmectita, ilita e caulinita nas frações finas dos
sedimentos distantes da costa brasileira entre os rios Ceará e Pará (Tintelnot, 1995).
105
Segundo (Tintelnot, 1995), as relações de quantidade entre os argilominerais, ao
longo da costa norte-nordeste do Brasil, são bastante variáveis, onde os valores de
esmectita aumentam do leste para o oeste (Figura 7.1.).
Foram estudados preliminarmente os sedimentos superficiais nas planícies de
maré lamosa (manguezais). As amostras apresentaram um comportamento similar, no
qual foram identificados os seguintes grupos de argilominerais: Caulinita, Esmectita e
Ilita (Figura 6.22).
Segundo Chamley (1989) os argilominerais não apresentam grandes mudanças
químicas e físicas em ambientes estuarinos, onde os mesmos estão submetidos à
interação de águas doce e salgada.
A análise dos testemunhos mostrou uma assembléia mineralógica constituída
por, em ordem decrescente de abundância, Esmectita, Caulinita e Ilita, indicando que os
depósitos sedimentares lamosos podem ter maior contribuição de sedimentos finos de
origem marinha.
7.3.1.1 Esmectita
A Esmectita é formada preferencialmente em ambientes mal drenados, de pH
aproximadamente neutro a alcalino e rico em cátions (Suguio, 2003). Segundo Tardy
(1969), o clima semi-árido favorece a formação da esmectita, a partir de íons em solução.
A esmectita é mais característica de ambiente marinho. Por exemplo, a glauconita forma-
se em ambiente marinho mais ou menos redutor, onde a ação bacteriana seja intensa,
por um longo período de tempo. Ela é um mineral característico de regiões de
plataforma continental e parte superior do talude continental (Suguio, 2003). Segundo
Teodorovich (1961)
15
apud Suguio (2003), as correntes marinhas, uma lenta
sedimentação e fenômenos de transgressão e regressão marinhos, favorecem a formação
de esmectita. No ambiente marinho, por ser, em geral, mais alcalino, é comum o
favorecimento da formação de esmectita e ilita em relação à caulinita.
15
TEODOROVICH, G.I. 1961. Authigenic minerals in sedimentary rocks. New York: Consultants Bureau Enterprises Inc. P?
106
A presença de esmectita nos sedimentos sugere áreas fontes situadas em clima
seco, o que difere da situação local. Bemerguy (1981) descreveu que esmectitas presentes
em paleocanais na ilha do Marajó seriam originários de sedimentos da Bacia Sedimentar
do Maranhão, onde é constatado por Farias Jr. & Truckenbrodt, (1980) uma grande
concentração destes argilo-minerais. Desta forma, pode-se associar que a esmectita nos
sedimentos holocênicos da PCM pode ser proveniente desta bacia sedimentar. A
Esmectita pode ser originada a partir da alteração do Ilita.
7.3.1.2 Caulinita
A caulinita foi identificada nas posições 7 e 3,58Ǻ, mostrando presença em todos
os perfis e profundidades analisadas. A quantidade de caulinita apresentou um leve
aumento nas porções inferiores dos depósitos lamosos de manguezais e uma relação
inversa com a quantidade de esmectita e ilita, principalmente, nos perfis 04, 14 e 18 (com
esmectita), e nos perfis 04, 17,18 e 19 (com a ilita), ou seja, quando houve aumento de
caulinita, houve a diminuição de esmectita e da ilita, e vice-versa. A caulinita possui
valores praticamente constantes, aumentando apenas nos testemunhos da parte interna
do estuário do rio Maracanã.
A caulinita é um argilomineral com estrutura 1:1. Possui espaço reduzido entre as
camadas, tendo menos substituição de Al e Si por outros íons e, portanto, possuindo
menor capacidade para a troca iônica e menor absorção de água em sua estrutura. São
geralmente, dominantes na maioria dos sedimentos, em ambientes ácidos e anaeróbicos
de regiões tropicais e subtropicais, como produto de intensa lixiviação, indicando
condições redutoras. Está presente em todas as amostras superficiais, próximos dos
canais e córregos estuarinos.
Segundo Weaver (1989) e Barcelos e Suguio (1987) a caulinita é dominante em
ambiente fluvial, embora ocorra em outros ambientes.
A presença da caulinita nas amostras está condicionada a sua localização em
regiões tropicais úmidas (baixas latitudes), onde ocorre um alto regime de drenagem,
correspondendo segundo (Chamley, 1971) ao produto do intemperismo físico-químico
107
dos minerais de feldspato, biotita e muscovita. Assim, podem ser provenientes dos solos
e dos sedimentos em suspensão que são carregados pelos rios que drenam a região, ou,
então, a partir da alteração intempérica “in situ” dos minerais de esmectita.
A ocorrência da caulinita pode estar diretamente relacionada aos processos
intempéricos recentes de rochas, tais como, granitos e gnaisses. Isto pode estar
condicionado aos altos índices de pluviosidade e grande drenagem existente no local de
origem. A caulinita pode ser, também, formada pela transformação de minerais pré-
existentes, como por exemplo, a própria esmectita, que é bastante comum na costa
paraense.
7.3.1.3 Ilita
A ilita foi identificada através dos picos de posições 10, 5 e 3,34Ǻ. Sua quantidade
ao longo dos perfis, nas distribuições verticais, não apresentou valores superiores a 30%.
Conservou sempre uma relação inversa com a caulinita e a esmectita. A ilita é marcada
pela presença de um pico de baixa intensidade e suave reflexão. A análise difratométrica
mostrou uma simetria marcante nas posições 5 e 3,34Ǻ.
A ilita está geralmente relacionada a processos de divisão mecânica de micas
primárias, principalmente a sericita, ou através de alteração de feldspatos, de micas
sedimentares e metamórficas, ou ainda, devido a liberação de íons em solução, através
de processos de meteorização de aluminossilicatos, tais como micas, cloritas, esmectitas
e caulinitas, bem como feldspatos, piroxênios e afinbólios.
7.3.2 Minerais Pesados
Minerais pesados são materiais detríticos originados de rochas ígneas,
sedimentares e metamórficas, tendo peso específico superior à dos minerais mais
comuns, como quartzo e feldspato. Sua ocorrência em depósitos continentais costeiros e
marinhos permite inferir a respeito da evolução destes ambientes, destacando-se como
ferramenta importante para a Sedimentologia e Estratigrafia. Sua proveniência e
108
tendência de distribuição contribuem para a caracterização sedimentológica e
mineralógica do ambiente deposicional, detalhando aspectos sedimentares relativos a
cada ambiente.
Os minerais pesados são considerados como sendo minerais acessórios de
sedimentos e rochas sedimentares, que são largamente utilizados em várias áreas da
geologia, principalmente, na sedimentologia, na estratigrafia e na geologia econômica.
No caso da estratigrafia, são importantes para inferência de correlações entre formações
e unidades litológicas.
Os principais grupos de minerais pesados de sedimentos e rochas sedimentares
podem ser agrupados em: opacos (magnetita, ilmenita, pirita, hematita, etc), micáceos
(biotita e clorita), utra-estáveis (zircão, turmalina e rutilo) e meta-estáveis (olivina,
apatita, epidoto, cianita, silimanita, etc).
A abundância e tamanho dos grãos dos minerais pesados em rochas
sedimentares é função da qualidade, tipo ou característica da rocha ou sedimento mãe,
estabilidade diferencial, resistência física, fator hidráulico e fatores pós-deposicionais.
Estes fatos são importantes para a determinação e estudo da direção de transporte de
material, composição da fonte, bem como da correlação estratigráfica.
Quanto aos minerais considerados estáveis, com alto índice ZTR, estes se
relacionam a áreas de deposição arenosa, mais antiga, presentes na porção mais externa
da área de estudo. O resultado do sucessivo retrabalhamento destes é a abrasão
prolongada e o intenso ataque químico sobre a fração leve (Suguio, 1980) refletindo-se o
fato sobre a concentração da fração mais pesada do sedimento.
As associações mineralógicas foram, basicamente, determinadas em função da
forma e do grau de maturidade dos minerais. A densidade, apesar de ser um fator a ser
considerado principalmente para a concentração em determinadas classes
granulométricas, não teve influência significativa para a formação das assembléias
mineralógicas identificadas.
109
7.3.2.1 Cianita
São grãos com hábito tabular e clivagens perpendiculares, incolores, com extinção
oblíqua ou quase reta. É um silicato de alumínio, incolor, de extinção tipicamente
oblíqua, birrefringência e cor de interferência baixa. A cianita está presente em todas as
amostras analisadas, em diversas profundidades, variando de 7 a 12 %, sendo comuns
ou abundantes. A cianita é um mineral tipicamente metamórfico de médio grau,
encontrado principalmente em gnaisses e mica-xistos.
7.3.2.2 Estaurolita
É um silicato de ferro-alumínio. Apresenta grãos irregulares, angulosos,
pleocróicos de cores amareladas a marrom, amareladas, com feições chamadas de “crista
de galo” e superfícies de corrosões. Ocorrem também, esporadicamente, grãos
arredondados. Estão presentes em todas as amostras. São quase sempre abundantes,
com valores aproximadamente entre 30 e 45%. A estaurolita, geralmente, é o mineral
pesado mais abundante e, secundariamente o zircão, sendo que, às vezes, ocorre o
inverso. A estaurolita mostrou certa tendência de diminuição no sentido topo-base, com
exceção no testemunho P-14 (Figura 6.23), que mostrou uma grande predominância em
relação aos demais minerais pesados, ao longo do perfil.
7.3.2.3 Zircão
Aparecem como grãos incolores à tonalidades róseas, com hábito prismático,
bipiramidais, euédricos, longos e curtos, arredondados e angulosos. Ocorrem ainda,
inclusões de opacos, turmalina e rutilo. Esse mineral é um representante dos minerais
ultraestáveis e aparecem com grande freqüência, com cerca de 25%. O zircão
praticamente não varia ao longo dos perfis, salvo no testemunho P-18 (Figura 6.24), que
passou de 33%, a 20 cm, para 23%, a 100 cm de profundidade. São minerais
considerados como acessórios em rochas plutônicas.
110
7.3.2.4 Turmalina
É um mineral ultra-estável (borossilicato de cálcio-sódio-ferro-magnésio-lítio).
Observam-se como grãos prismáticos, com bordas arredondadas a bem arredondados.
Apresentam uma variação na cor, porém, predominando a cor esverdeada. Possuem
uma extinção reta e algumas inclusões de opacos. São comuns e estão presentes em
todas as amostras, representando menos que 10%. Ao longo de todos os testemunhos,
essa quantidade permaneceu praticamente constante.
7.3.2.5 Rutilo
Apresenta grãos de hábito prismático, com bordas arredondadas, normalmente
de cor vermelha (óxido de titânio) a marrom avermelhada, com fraco pleocroísmo e
relevo muito elevado. Ocorre como mineral comum, representando menos de 10% da
assembléia mineralógica. Não apresentou variações significativas ao longo dos perfis
estudados, com exceção do testemunho P-19 (Figura 6.25), que, na profundidade de 160
cm, ele desaparece.
7.3.2.6 Epidoto
É um mineral de Silicato de cálcio-alumínio-ferro. São minerais normalmente
angulosos de cor verde amarelado ou “pistache”, fraco pleocroísmo. Apresentam
alterações superficiais e bordas corroídas, devido provavelmente aos efeitos de
dissolução. É um mineral que ocorre em todas as amostras analisadas, e mostra um leve
aumento na quantidade em direção a base. Possui valores menores de até 10%. O
epidoto é de origem tipicamente metamórfica e/ou de origem hidrotermal, podendo ser
resultado da alteração do plagioclásio (hidrotermal), ou também, pela alteração da
granada, piroxênios e anfibólios. Ocorre também em quartzitos e calcários, como
produto de alteração.
111
7.3.2.7 Hornblenda
É um silicato de cálcio-alumínio-ferro-magnésio, sendo os grãos prismáticos
longos e curtos e com inclusões de opacos, e por vezes, arredondados. Apresentam
terminações denteadas. Suas cores variam de verde claro a verde escuro. São minerais
raros ao longo dos perfis, e alguns casos, ele desaparece.
A hornblenda é um mineral comum em rochas ígneas ácidas, tal como o granito,
e rochas máficas (dioritos e gabros), bem como, em rochas metamórficas de alto grau
(gnaisses e afibolitos).
7.3.2.8 Sillimanita
É um silicato de alumínio de coloração incolor, de extinção reta e cor de
interferência alta. Ocorrem como grãos prismáticos de bordas irregulares. Assim como a
hornblenda, a silimanita é um mineral raro, que às vezes, estão ausentes nos perfis. A
sillimanita é normalmente oriunda de rochas metamórficas de alto grau (gnaisses e
mica-xistos) e granulitos.
7.4 SEDIMENTAÇÃO HOLOCÊNICA SUPERIOR
A planície costeira é uma zona de transição entre os ambientes continental e
marinho, onde ocorre uma diversidade de sub-ambientes, que por sua vez, estão
submetidos a uma gama de fatores, tais como, as variações de maré, hidrodinâmica,
tectônica regional e as variações do nível do mar. Esses processos atuam de forma
significativa no processo de sedimentação.
O limite de seqüência dos depósitos quaternários está esculpido em depósitos
Mioceno-pleistocênicos da Formação Barreiras, sendo superposto por depósitos areno-
argilosos (Pós-Barreiras) que, de acordo com Rossetti et al. (1989), são representativos de
antigas dunas costeiras.
112
As planícies costeiras dominadas por maré são desenvolvidas sob condições de
subida (costas retrogradacionais), de estabilidade ou mesmo de queda do nível relativo
do mar (costas progradantes), em resposta às diferentes combinações de história das
variações de nível relativo do mar, largura e gradiente da plataforma continental,
incidência de ondas, nível de energia, amplitude de maré e suprimento sedimentar
(Dalrymple et al., 1992). Assim, seqüências costeiras são assumidas como sendo
depositadas, principalmente, durante condições de nível de mar estável e transgressivo,
enquanto quedas relativas do nível do mar estão geralmente relacionadas a eventos não-
deposicionais, com superfícies erosivas amplamente desenvolvidas (Allen &
Posamentier, 1993).
A interpretação do modelo de sedimentação dos depósitos holocênicos para a
PCM foi baseada na caracterização dos testemunhos, através dos quais foi possível
confeccionar duas seções estratigráficas, onde, posteriormente, se pôde observar a
distribuição vertical e horizontal dos padrões texturais, granulométricos e mineralógicos
desses depósitos.
Os sedimentos lamosos, principalmente os da planície de maré (manguezais), são
depositados devido a uma diminuição de velocidade, caracterizando baixa energia. Isso
se dá, quando as marés não conseguem transportar os sedimentos finos, permitindo
assim, a sua deposição. No entanto, sedimentos arenosos também são depositados nas
planícies de maré lamosa, quando ocorrem as marés de sizígia e o aumento da energia
de fluxo sedimentar. A principal estrutura formada nos sedimentos desse sub-ambiente
são as bioturbações, formadas por raízes de plantas.
Os sedimentos que compõem as dunas é o resultado do transporte eólico das
areias finas e muito finas das praias e das planícies arenosas. O processo ocorre quando,
durante as marés baixas, os sedimentos transportados são depositados na região de pós-
praia, formando os campos de dunas embrionárias, fixas ou móveis. Essas dunas,
atualmente, estão nitidamente migrando em direção aos manguezais e até mesmo sobre
o planalto costeiro. É observado o desenvolvimento de estratificação cruzada tangencial
e tabular.
O desenvolvimento das praias do nordeste do Pará, tais como as de Maracanã,
113
está sujeito aos processos de macromaré, no qual a morfologia é constantemente
modificada durante as variações (ciclos) de maré diária. Essas mudanças ocorrem tanto
no sentido vertical, quanto no sentido horizontal, ocasionando modificações nas zonas
de espraiamento, arrebentação e surfe.
O estudo morfostratigráfico e de fácies estratigráficos permitiram determinar
correlações laterais e verticais preliminares referentes à PCM. Desta forma, foi possível a
construção de uma coluna estratigráfica representativa (Figura 7.3.), na qual foram
identificadas três seqüências deposicionais S1, S2 e S3 (figura 7.2). Tais seqüências foram
identificadas em áreas adjacentes (Bragança, Marapanim, São João de Pirabas e Marudá)
(Souza Filho, 1995, Santos, 1996, Silva, 1998).
A seqüência S1 compõe uma seqüência transgressiva basal constituída pela fácies
de areia e lama marinha e lama estuarina. Esta seqüência marca a deposição em nível de
mar transgressivo, onde os sedimentos são predominantemente arenosos de origem
marinha, intercalados com lamas escuras estuarinas, onde as camadas de lama ficam
menos espessas em direção ao topo. O conteúdo mineralógico nessa seqüência mostra a
predominância de quartzo nas camadas de areia e uma presença restrita de minerais
pesados, onde o mineral em maior quantidade é o zircão (56-35%), seguido pela
estaurolita (19-37%), rutilo (12-8%) e turmalina (9%), mostrando que são sedimentos
relativamente maturos. O argilomineral predominante nesta seqüência é a caulinita, com
39%, seguido da esmectita, com 35%. A caulinita e esmectita apresentam um aumento
em direção ao topo da seqüência, enquanto que a ilita, apresenta um comportamento
inverso, diminuindo em direção a base.
A seqüência S2 corresponde a uma seqüência regressiva marinha basal, onde,
provavelmente o nível do mar era regressivo, evoluída a partir do planalto costeiro,
constituindo depósitos progradacionais sobre a seqüência S1. É composta pelas
unidades de barra em pontal e sedimentos lamosos de maré (manguezal). São
predominantemente constituídos por silte e argila, apresentando valores maiores de
esmectita (média de 43%) em direção ao topo da seqüência e por caulinita (com 35%).
Apresenta um alto conteúdo orgânico, alternando às vezes, entre camadas com alta
concentração de restos vegetais.
114
As unidades de dunas atuais, praia de flecha-barreira e as barras arenosas
delimitam a seqüência marinha transgressiva (S3). Nela o conteúdo de argilominerais é
muito pequeno, predominando areias quatzosas, finas a muito finas e muito bem
selecionadas, onde a distribuição dos minerais pesados se mostrou bem similar, na qual,
a estaurolita e o zircão foram os principais minerais identificados, com predominância
do primeiro, abrangendo cerca de 45 % das amostras analisadas, ao longo da seqüência.
Figura 7.2. Seção estratigráfica mostrando as sucessões S1, S2 e S3 (sentido off-shore). Ilha
do Marco.
7.5 EVOLUÇÃO HOLOCÊNICA SUPERIOR
Segundo Costa (1996), as flutuações do nível do mar exerceram um importante
papel na evolução quaternária litorânea, visto que o litoral constitui o ponto de interação
entre o mar e o continente e, qualquer variação deste ponto, terá como reflexo, alterações
no estabelecimento e na configuração morfológica dos sistemas deposicionais costeiros.
Assim, é de fundamental importância o conhecimento das variações do nível do mar,
para o estudo dos sistemas costeiros.
115
Com a última transgressão holocênica (5100 anos A.P.), quando houve subida do
nível relativo do mar, houve o afogamento da planície costeira, retrabalhamento do
planalto costeiro.
Na PCM, assim como os demais setores do nordeste do Estado do Pará, a
evolução geológica se iniciou no Holoceno e as evidências morfológicas e estratigráficas
sugerem a ocorrência de várias oscilações na posição de linha de costa. As evidências
morfológicas são marcadas pela presença de cheniers, feições de paleocanais, e paleodeltas. A
presença de depósitos de ambiente de transição, tais como, os de planície de maré,
mostram as evidências estratigráficas na região.
Boyd et al. (1992) afirmam que o estabelecimento de um determinado ambiente
costeiro é condicionado, fundamentalmente, por variações do nível do mar, além dos
processos deposicionais que atuam em uma determinada área. A formação de estuários
e planícies de maré é favorecida, quando se tem um evento transgressivo, em que há
uma elevação relativa do nível do mar (Costa, 1996).
Os eventos de progradação de linha de costa, na planície costeira, são
evidenciados pela presença de cheniers, paleodeltas e planície de cristas de praia,
implicando em uma posição mais alta, que o atual, do nível do mar.
A PCM, assim como, as outras porções da costa nordeste do Estado do Pará
(Bragança, Salinópolis e Marapanim), como descrito por Souza Filho (1995), Silva (1996)
e Silva (1998), está em processo atual de transgressão, onde o nível do mar vem subindo
ao longo dos anos.
A sedimentação na PCM no presente estudo, está definida dentro do Holoceno
Superior, constituindo depósitos com espessura de aproximadamente 4 m. de
profundidade. Esta sedimentação foi compartimentada em três situações distintas,
obedecendo às condições de variações do nível do mar.
116
Figura 7.3. Coluna estratigráfica holocênica da Planície Costeira de
Maracanã.
117
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