HETEROGENEIDADE ESPACIAL DO SUBSTRATO … · do Estado do Rio Grande do Norte ... as ações destes...
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Universidade Federal do Rio Grande do Norte Centro de Ciências Exatas e da Terra Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica HETEROGENEIDADE ESPACIAL DO SUBSTRATO PLATAFORMAL ADJACENTE A PONTA NEGRA, NATAL-RN Autora: CECÍLIA ALVES DE OLIVEIRA Orientadora: Dra. HELENICE VITAL Coorientador: Dr. ANDRÉ GISKARD AQUINO DA SILVA Dissertação nº 193/PPGG Natal-RN, março de 2017
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Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica
HETEROGENEIDADE ESPACIAL DO SUBSTRATO
PLATAFORMAL ADJACENTE A PONTA NEGRA,
NATAL-RN
Autora:
CECÍLIA ALVES DE OLIVEIRA
Orientadora:
Dra. HELENICE VITAL
Coorientador:
Dr. ANDRÉ GISKARD AQUINO DA SILVA
Dissertação nº 193/PPGG
Natal-RN, março de 2017
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica
HETEROGENEIDADE ESPACIAL DO SUBSTRATO
PLATAFORMAL ADJACENTE A PONTA NEGRA,
NATAL-RN
Autora:
CECÍLIA ALVES DE OLIVEIRA
Dissertação de Mestrado apresentada à
Universidade Federal do Rio Grande do
Norte, para obtenção do título de Mestre
em Geodinâmica pelo Programa de Pós-
Graduação em Geodinâmica e Geofísica
Comissão Examinadora:
Dra. HELENICE VITAL (UFRN/PPGG/DG – Orientadora)
Dr. KARL STRATTEGER – (UNI- KIEL)
Dr. WERNER FARKATT TABOSA (UNP/UNI-RN)
Natal - RN, março 2017
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE
CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM
GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Dissertação de Mestrado desenvolvida na Universidade Federal do Rio Grande do Norte, no
âmbito do Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, tendo sido subsidiada pelos
seguintes agentes financiadores:
Projeto Heterogeneidade Espaço–Temporal da Linha de Costa e do Substrato Plataformal
Adjacente a Ponta Negra, Natal, RN - SOS Ponta Negra (CNPq, Processo 486451/2012-7,
Chamada Universal 14/2012);
Auxílio de pesquisa CNPq – Caracterização Geológica e Geofísica de áreas submersas rasas
do Estado do Rio Grande do Norte (Processo nº303481/2009.9);
INCT AmbTropic – Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia “Ambientes Marinhos
Tropicais” (Heterogeneidade Espaço-Temporal e Respostas a Mudanças Climáticas (CNPq –
FAPESB – CAPES).
DEDICATÓRIA
Dedico este trabalho as pessoas mais importantes da minha vida, minha mãe Gertrudes Maria e
minha avó Antônia (in memoriam) meu Norte, meu rumo, minha vida.
AGRADECIMENTOS
A Universidade Federal do Rio Grande do Norte/UFRN, através do Programa de Pós-
graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) e Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha
e Monitoramento Ambiental (GGEMMA/UFRN) pela possibilidade de integrar seu corpo discente
e pela infraestrutura necessária ao desenvolvimento desta dissertação.
A minha orientadora, professora Dra. Helenice Vital, pela orientação e confiança e pelos
ensinamentos.
Ao meu coorientador e amigo Dr. André Giskard, pelas orientações e discussões relevantes
para elaboração desta tese e pelos incentivos.
Ao Museu Camara Cascudo/UFRN, na pessoa da Dra. Iracema M. Silveira, pela
disponibilização do Laboratório de Análise Ambiental, e ao Departamento de Geografia/UFRN,
na pessoa da Dra. Zuleide M. C. Lima, pela disponibilização do Laboratório de Geografia Física.
Aos colegas do Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental
(GGEMMA/UFRN) pelo apoio e ajuda.
Agradeço a minha família por me apoiar sempre e a Deus por me iluminar e ter me dado
força para alcançar mais um dos meus objetivos.
RESUMO
A morfologia das regiões costeiras está em constante mudança, devido a interação de processos
naturais e antrópicos. Por vezes, as ações destes processos na linha de costa podem causar
problemas de erosão, provocando impactos ambientais e prejuízos socioeconômicos. Para que se
possa agir de maneira preventiva é necessário um conhecimento aprofundado dos fatores naturais
e antrópicos que agem na dinâmica costeira. O objetivo deste estudo é o mapeamento geológico
do substrato plataformal adjacente a praias de Ponta Negra em Natal-RN, em uma área sob intensa
erosão costeira. A metodologia utilizada consistiu na coleta de amostras superficiais de sedimento
da plataforma continental, analisadas quanto a granulometria, composição, presença de matéria
orgânica e teor de carbonato de cálcio. Posteriormente integrados a dados geofísicos, (batimetria
mono e multifeixe e sonografia), hidrodinâmicos (ondas, correntes e marés) pré-existentes. Os
resultados obtidos até o presente momento indicam que a granulometria dos sedimentos que
compõem o substrato da plataforma em estudo aumenta com a profundidade, apresentam
predomínio da fração areia grossa (43%) seguida por areia média (34%). A presença de carbonato
de cálcio é marcante ao longo de toda a área, e também aumenta com a profundidade. Os
sedimentos siliciclásticos são encontrados próximo a linha de costa, enquanto que os sedimentos
bioclásticos ocorrem predominantemente após a isóbata de 10 m. A plataforma apresenta
características de uma plataforma “faminta”, podendo ser observada pela exposição de
afloramentos da Formação Barreiras na plataforma e na base do Morro do Careca. Essas
informações devem ser levadas em consideração para a elaboração das medidas de recuperação da
área, que vem enfrentando graves problemas com a erosão.
Palavras-chave: EROSÃO COSTEIRA, SEDIMENTOLOGIA, PLATAFORMA
CONTINENTAL
ABSTRACT
The morphology of coastal areas is constantly changing due to interaction of natural and
anthropogenic processes. Sometimes the actions of these processes on the coastline can cause
erosional problems, causing environmental impacts and socio-economic losses. In order to act
preventively requires a thorough understanding of natural and anthropogenic factors that act in
coastal dynamics. The aim of this study is the geological mapping of marine substrate adjacent the
beaches of Ponta Negra, Natal, Brazil, in an area under intense coastal erosion. The methodology
consisted of the collection of surface sediment samples of the continental shelf, analyzed for
particle size, composition, presence of organic matter and carbonate. Later integrated with pre-
existing data such as geophysical (single and multbeam bathymetry, sonography) and
hydrodynamic (waves, currents, tides) data. The results indicate that the grain size of the sediments
that make up the substrate presented mainly coarse sand (43%), followed by medium sand (34%).
The presence of carbonate is marked throughout the area, and increases with depth. The
siliciclastic sediments founds near the shoreline, while bioclastic sediments occur predominantly
after the isobath of 10m. Barreiras Formation outcrops on the shelf attests the sediment starvation,
which used to amplify by human action. This information should be taken into account in the
preparation of the recovery measures the area, which is facing serious problems with erosion.
Keywords: COASTAL EROSION, SEDIMENTOLOGY, CONTINENTAL SHELF
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1 - Localização da área de estudos ----------------------------------------------------------- 14
Figura 2 - Mapa de localização da Bacia Pernambuco-Paraíba (Barbosa, 2007) -------------- 16
Figura 3 - Carta estratigráfica da bacia Pernambuco-Paraíba (Córdoba et al. 2007) ---------- 18
Figura 4 - Proposta estratigráfica para o litoral oriental do Rio Grande do Norte
(Araújo 2004) ------------------------------------------------------------------------------- 20
Figura 5 - Seção esquemática para a Unidade Barra de Tabatinga. Fonte: Lucena (1995) -- 21
Figura 6 - Mapa geológico do Quaternário costeiro (parte do Rio Grande do Norte)
(Barreto et al 2004) ------------------------------------------------------------------------ 27
Figura 7 - Cobertura sedimentar da plataforma continental adjacente a Bacia Potiguar
(Vital et al. 2008) --------------------------------------------------------------------------- 30
Figura 8 - Oscilação global do nível do mar nos últimos 500 milhões de anos até o
presente (Rohling et al. (2009) ----------------------------------------------------------- 33
Figura 9 - Curva de variação do nível do mar relativo durante o Holoceno para o Rio
Grande do Norte segundo Bezerra et al. (2003) -------------------------------------- 34
Figura 10 - A) Comparação da curva envelope de Bezerra et al. (2003) com a curva do
nível do mar relativo para a costa central do Brasil de Bittencourt et al. (1979)
e Suguio et al. (1985). B) Comparação da curva envelope de Bezerra et al.
(2003) com a curva de previsão glacio-isostática de Peltier (1998) --------------- 34
Figura 11 - Padrão tempo e espaço de fatores naturais da erosão costeira. (Modificado
de Eurosion, 2004) ----------------------------------------------------------------------- 37
Figura 12 - Padrões de tempo e espaço para fatores de erosão costeira induzidos pelo
homem. (Modificado de Eurosion, 2004) --------------------------------------------- 37
Figura 13 - Praia de Ponta Negra em meados de 1940. A) Banhistas nas imediações do
Morro do Careca. B) Visão geral de Ponta negra com acesso por estradas
carroçáveis (Fonte: Jaeci Galvão). ------------------------------------------------------ 41
Figura 14 - Destruição do calçadão da Praia de Ponta Negra devido à ação das marés ------- 42
Figura 15 - Etapas da metodologia aplicada ao trabalho ------------------------------------------- 43
Figura 16 - Lavagem das amostras -------------------------------------------------------------------- 45
Figura 17- Secagem das amostras. A) Sedimentos de granulometria mais grossa foram
secos utilizando placa aquecedora. B) Sedimentos finos sendo secos no
liofilizados ---------------------------------------------------------------------------------- 45
Figura 18- Processo de quarteamento. A) homogeneização da amostra. B) após a
separação da amostra em quatro (4) quartos, descarta-se dois (2) quartos. C)
Alíquota de 100g separada para posterior analise da granulometria --------------- 46
Figura 19 - Jogo de peneiras usada para obtenção da granulometria. À esquerda tabela de
transformação de unidades, de Phi (ɸ) para milímetros (mm) --------------------- 47
Figura 20 - (A) Retirada dos sedimentos retidos na peneira. (B) Alíquotas retidas nas
peneiras, identificadas de acordo com a fração granulométrica ------------------- 47
Figura 21 - (A) Processo de lavagem das amostras. (B) Processo de secagem das amostras 49
Figura 22 - Classificação pela média ----------------------------------------------------------------- 51
Figura 23 - Diâmetro médio dos grãos --------------------------------------------------------------- 52
Figura 24 - Classificação para sedimentos grossos da área de estudo --------------------------- 54
Figura 25 - Classificação dos sedimentos finos da área de estudo ------------------------------- 55
Figura 26 - Grau de seleção dos grãos --------------------------------------------------------------- 57
Figura 27 - Grau de deformação da curva de frequência simples (Assimetria) ---------------- 58
Figura 28 - Curtose dos grãos -------------------------------------------------------------------------- 59
Figura 29 - Distribuição do carbonato de cálcio ---------------------------------------------------- 61
Figura 30 - Distribuição da matéria orgânica -------------------------------------------------------- 62
Figura 31 - Classificação faciológica ----------------------------------------------------------------- 65
Figura 32 - Dados batimétrico 3D da plataforma continental adjacente a área de estudo----- 66
Figura 33 - Perfis batimétricos da plataforma continental adjacente a região de estudo ------ 67
Figura 34 - Integração dos dados batimétricos, sonográficos e sedimentológicos ------------- 68
Figura 35 - Integração dos dados sonográficos e sedimentares. Na região é localizado
um Canal, além B1, B2 e B3, interpretados como bancos de sedimentos -------- 71
Figura 36 - Distribuição dos padrões nulo e de baixa reflectância perpendiculares (A), e
paralelas a linha de costa (B). Fonte: Pereira (2016) -------------------------------- 72
Figura 37 - Comparação dos mapas batimétricos da área de estudos em dezembro d 2011
e julho de 2014. Fonte: Freire, 2013, p. 39. ------------------------------------------- 74
LISTA DE QUADROS
Quadro 1 - Classificação faciológica de Freire et al. (1997, modificada por Vital et al.
(2005) para amostras do substrato plataformal do NE brasileiro ------------------- 63
Quadro 2 - Velocidade crítica média para os sedimentos siliciclástico da região do canal. -- 73
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 - Limites de classificação do grau de seleção -------------------------------------------- 56
Tabela 2 - Limites de classificação da assimetria --------------------------------------------------- 57
Tabela 3 - Limites de classificação da curtose ------------------------------------------------------ 59
SÚMARIO
1 – CONSIDERAÇÕES INICIAIS ----------------------------------------------------------------- 12
1.1 INTRODUÇÃO ------------------------------------------------------------------------------------- 12
1.2 OBJETIVOS ----------------------------------------------------------------------------------------- 13
1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS -------------------------------------------------- 13
2 – CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS ----------------------------------------- 15
2.1 GEOLOGIA REGIONAL ------------------------------------------------------------------------ 15
2.2 CENOZOICO ---------------------------------------------------------------------------------------- 19
2.2.1 Formação Barreiras ---------------------------------------------------------------------------- 20
2.2.2 Depositos Supra-barreiras --------------------------------------------------------------------- 22
2.2.3 Formação Touros -------------------------------------------------------------------------------- 22
2.2.4 Formação Barra de Tabatinga --------------------------------------------------------------- 23
2.2.5 Formação Potengi ------------------------------------------------------------------------------- 24
2.2.6 Rochas de Praia (beachrocks) ---------------------------------------------------------------- 25
2.2.7 Depósitos Eólicos -------------------------------------------------------------------------------- 26
2.2.8 Depósitos de praia Recente -------------------------------------------------------------------- 28
2.2.9 Depósitos de Mangue --------------------------------------------------------------------------- 28
2.2.10 Depósitos Aluvionares ------------------------------------------------------------------------ 28
2.3 PLATAFORMA CONTINENTAL -------------------------------------------------------------- 28
3 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA-------------------------------------------------------------- 31
3.1 EVOLUÇÃO COSTEIRA ------------------------------------------------------------------------- 31
3.2 ELEVAÇÃO DO NÍVEL DO MAR ------------------------------------------------------------- 32
3.3 EROSÃO COSTEIRA ----------------------------------------------------------------------------- 35
3.4 PONTA NEGRA ------------------------------------------------------------------------------------ 40
4 – MATERIAIS E MÉTODOS--------------------------------------------------------------------- 43
4.1 TRABALHOS INICIAIS -------------------------------------------------------------------------- 43
4.2 TRABALHOS DE CAMPO ----------------------------------------------------------------------- 44
4.3 TRABALHOS DE LABORATÓRIO ------------------------------------------------------------ 44
4.3.1 Tratamento prévio das amostras ------------------------------------------------------------- 44
4.3.2 Granulometria ----------------------------------------------------------------------------------- 46
4.3.3 Quantificação do carbonato de cálcio ------------------------------------------------------- 48
4.3.4 Quantificação da matéria orgânica ---------------------------------------------------------- 49
4.4 TRABALHOS DE ESCRITÓRIO --------------------------------------------------------------- 49
4.4.1 Processamento dos dados ---------------------------------------------------------------------- 49
4.4.2 Integração e interpretação dos dados ------------------------------------------------------- 50
5 – RESULTADOS E DISCUSSÔES -------------------------------------------------------------- 51
5.1 ANÁLISE SEDIMENTAR – TIPO DE SUBSTRATO, COMPOSIÇÃO E TEXTURA 51
5.1.1 Classificação a partir do Diâmetro Médio ------------------------------------------------- 51
5.1.2 Classificação textural de Folk (1954) ------------------------------------------------------- 53
5.1.3 Seleção dos grãos -------------------------------------------------------------------------------- 55
5.1.4 Assimetria ----------------------------------------------------------------------------------------- 57
5.1.5 Curtose--------------------------------------------------------------------------------------------- 58
5.1.6 Teor de carbonato e matéria orgânica ------------------------------------------------------ 60
5.2 CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA -------------------------------------------------------- 63
5.3 INTEGRAÇÃO DA ANÁLISE SEDIMENTAR E ANÁLISE TEXTURAL EM
DETALHE – SONAR DE VARREDURA LATERAL E BATIMETRIA --------------------- 66
6 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ---------------------------------------------------- 75
REFERÊNCIAS ---------------------------------------------------------------------------------------- 78
ANEXOS I – COASTAL EROSION A NORTHEASTERN BRAZILIAN BEACH: A
RESPONSE OF SHELF SEDIMENT STARVATION?--------------------------------------- 88
12
1 CONSIDERAÇÕES INICIAIS
1.1 INTRODUÇÃO
A erosão é um processo que tem ocorrência mundial, e pode ser verificada
principalmente em áreas costeiras expostas constantemente a ação dos ventos, ondas,
marés entre outras forças da natureza, além de serem afetadas por atividades antrópicas
que fragilizam cada vez mais o ambiente.
Segundo o Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) as previsões para
os próximos 100 anos é uma subida do nível do mar. O cenário mais otimista prevê uma
subida de 26 cm a 55 cm, e o cenário mais pessimista seria uma subida relativa entre 45
a 82 cm, intensificando assim o processo de erosão costeira (IPCC, 2014).
Um estudo recente na região costeira de Nova Inglaterra e no Médio atlântico
(Estados Unidos) mostrou que 65% da costa foi erodida nos últimos 200 anos (HAPKE
et al., 2010).
No Brasil a erosão predomina sobre a progradação, com 40% concentrado nas
praias, 20% nas falésias sedimentares e 15% nas desembocaduras fluviais (MUEHE,
2005).
O litoral do Rio Grande do Norte é formado por dois segmentos geográficos:
Litoral Setentrional, de direção Este-Oeste, e o Litoral Oriental, de direção Norte-Sul. A
costa e plataforma continental adjacente ao litoral setentrional já foi alvo de diferentes
estudos, que tratam desde sua evolução quanto as condições morfodinâmicas da linha de
costa (CALDAS et al., 2006; CHAVES et al., 2006; GOMES et al., 2015; LIMA et al.,
2001; PIERRI, 2008 e 2015; SILVEIRA et al., 2006; TABOSA et al., 2001; VITAL, 2006
e 2009; VITAL et al., 2003, 2005, 2008, 2010 e 2016). Entretanto, pouco se conhece
sobre os processos atuantes que modelam a paisagem na região costeira oriental do
estado, além dos efeitos a longo prazo causados pela interação destes, resultando na
dificuldade de previsão do comportamento para este trecho da linha de costa norte-rio-
grandense. Devido à complexidade da dinâmica costeira, são necessários mais estudos
para que possamos compreender os resultados de tais processos e assim elaborar planos
eficazes de mitigação e manutenção da área.
Os dados levantados por este trabalho irão contribuir para o conhecimento da
composição sedimentar do substrato da área, imprescindível para a elaboração de um
modelo de predição de cenários futuros, subsídiando as tomadas de decisões de escolha e
13
implantação de medidas de proteção a erosão costeira e programas de gestão ambiental
da área.
1.2 OBJETIVOS
O estudo aqui proposto tem por objetivo avaliar a diversidade do substrato da
plataforma continental adjacente a praia de Ponta Negra, localizada na zona administrativa
sul da cidade do Natal-RN. Área que, atualmente, encontra-se sob intensa erosão costeira.
Objetivos específicos:
Integralizar dados sonográficos, batimétricos (pretéritos) e sedimentológicos;
Identificar a existência de fontes de granulados marinhos que poderiam
eventualmente ser utilizadas no processo de adaptação da linha de costa estudada;
Utilizar os resultados dos itens anteriores para apresentar propostas de estudos
complementares e respostas às questões práticas (de aplicação local) e científicas
levantadas.
1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS
A área está localizada no litoral oriental do Estado do Rio Grande do Norte, na
cidade do Natal. Sendo objeto de estudo a região da plataforma continental adjacente à
praia de Ponta Negra (Figura 1).
14
Figura 1 – Localização da área de estudos.
15
2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
2.1 GEOLOGIA REGIONAL
A área de estudos situa-se na zona costeira da cidade de Natal no Rio Grande do
Norte, estando inserida nos domínios da Bacia Pernambuco-Paraíba.
Segundo Córdoba et al. (2007) a Bacia de Pernambuco-Paraíba é constituída por
duas sub-bacias, de Pernambuco (abreviada por SBPE e também conhecida como Bacia
do Cabo, a sul) e da Paraíba (SBPB, a norte). O limite dessas sub-bacias é posicionado
ao longo do extremo leste do Lineamento Pernambuco, com base na assinatura
gravimétrica em offshore e nas diferenças nas colunas estratigráficas das porções emersas
das mesmas. O alto que limita a Sub-bacia de Pernambuco com a Bacia Potiguar
corresponde à Plataforma de Touros; a sul, o Alto de Maragogi limita a Sub-bacia de
Pernambuco com a Bacia Sergipe-Alagoas.
No entanto, Barbosa et al. (2007) adotam a interpretação de que o trecho entre a
Zona de Cisalhamento de Pernambuco e a falha de Mamanguape, que representa uma
ramificação da Zona de Cisalhamento Patos (ZCPA), corresponde à bacia costeira da
Paraíba, e que a faixa que se estende desde o Alto de Mamanguape, marcada pela falha
de mesmo nome, até para norte, até o norte da cidade de Natal corresponde a uma faixa
distinta, tratada como Plataforma de Natal (Figura 2).
16
Figura 2 – Mapa de localização da Bacia Pernambuco-Paraíba. Fonte: BARBOSA, 2007.
A carta estratigráfica ilustra cinco discordâncias mais expressivas, representadas
por superfícies de erosão e/ou não deposição que apresentam boa continuidade através da
bacia, ocorrendo desde as porções proximais até as distais (Figura 3). A discordância mais
antiga corresponde à não conformidade que delimita a unidade basal da coluna sedimentar
(mais especificamente, horizontes da Seqüência Rifte) em relação ao topo do
embasamento cristalino. A idade mínima para essa discordância pode ser estimada com
base na ocorrência da palinozona P-260 (idade Mesoaptiano), como o registro fossilífero
mais antigo da unidade sobreposta. Deve ser ressaltado, todavia, que o poço no qual foi
obtido esse dado (o Poço do Cupe) não atingiu o embasamento e, assim, o primeiro
registro sedimentar da bacia podeser ainda mais antigo. Como citado anteriormente,
17
ocorre a Discordância do Albiano/Cenomaniano, que delimita no topo a sequência de
rochas vulcanossedimentares afetadas pela deformação distensional associada ao evento
de rifteamento Sul-Atlântico, caracterizando-se, assim, como a discordância Rifte-Drifte
(breakup unconformity) nessa região. As outras três discordâncias mais jovens, do
Turoniano superior, do Maastrichiano superior/Daniano e do Mioceno inferior, foram
originadas no estágio de deriva continental, quando as flutuações glacioeustáticas
passaram a ter um papel fundamental na construção do arcabouço cronoestratigráfico.
Além das três discordâncias Pós-Rifte, a carta estratigráfica ilustra, de forma preditiva,
mais duas discordâncias que, apesar de não serem evidentes nas linhas sísmicas, possuem
grande importância nas bacias vizinhas: as discordâncias do Campaniano inferior e do
Oligoceno (CÓRDOBA et al., 2007).
18
Figura 3 – Carta estratigráfica da bacia Pernambuco-Paraíba. Fonte: Córdoba et al., 2007).
19
Jardim de Sá et al. (2004 apud BARBOSA E LIMA FILHO, 2006) analisaram as
características tectônicas da faixa costeira Recife-Natal e a dividiram em dois setores:
sendo o setor norte, corresponde às sub-bacias Natal e Canguaretama da Plataforma de
Natal, dominado por grábens oblíquos à costa, separados por falhas normais com direção
predominante NW-SE, e o setor sul, correspondente à Bacia da Paraíba, cortado por
falhamentos com direções variadas desde NW-SE a N-S. Segundo tais autores, o setor
norte estaria associado à cinemática dextral NE-SW, que controlou a evolução da margem
equatorial, enquanto o setor sul estaria relacionado à evolução do colapso gravitacional
da margem continental.
Feitosa et al. (2002) fizeram uma integração e reinterpretação de um conjunto de
230 sondagens elétricas verticais e 18 perfurações profundas, executadas no âmbito de
diferentes estudos realizados no período de 1965 a 1998 entre João Pessoa/PB e
Touros/RN e concluíram que em toda a região compreendida entre o Alto de Touros e o
Alto de Mamanguape, a litologia cretácica predominante nas zonas rebaixadas parece ser
de arenitos calcíferos; pode-se ainda constatar que que o Calcário Outeiros e aqueles de
Macaíba e Ceará Mirim parecem ocorrer nos blocos altos dos falhamentos, e que o
conjunto de evidências sugere, como mais provável, que esses carbonatos são correlatos
à Formação Jandaíra.
2.2 GEOLOGIA DO CENOZOICO
A região é constituída por rochas sedimentares de idade Cretácea, que estão
recobertas por rochas da Formação Barreiras e sedimentos quaternários (VITAL et al.,
2006) (Figura 4).
Durante o Cenozóico foram depositadas rochas siliciclásticas de grande expressão
regional, envolvendo argilitos, siltitos, arenitos e conglomerados da Formação Barreiras;
arenitos denominados de Supra-Barreiras; arenitos da Formação Potengi; rochas de praia
(beachrocks); dunas pleistocênicas e atuais; depósitos de praias recentes; depósitos de
mangues e aluviões (ARAÚJO, 2004).
20
Figura 4 – Proposta estratigráfica para o litoral oriental do Rio Grande do Norte. Fornte: ARAÚJO,
2004.
2.2.1 Formação Barreiras
Os estudos pioneiros datam do início do século XX, quando Branner (1902, apud
Araújo et al., 2006) fez a primeira referência a esta unidade e, a partir de Kegel (1957),
esta unidade passou à categoria de formação.
A Formação Barreiras constitui a unidade geológica de ocorrência mais expressiva
da costa brasileira, aflorando desde o Estado do Rio de Janeiro até o Amapá (ARAÚJO
et al., 2006). Esta formação recobre toda a faixa estudada, capeando de forma discordante
estratos do Cretáceo ou do Paleoceno. Por ser praticamente afossilífero, possui datação
dificultada. Segundo Bezerra et al. (2006) a idade da Formação Barreiras tem sido
atribuída ao intervalo de tempo que varia do Mioceno até o Plioceno-Pleistoceno. Grande
parte destas idades, entretanto, foram vagamente inferidas a partir de interpretações
21
geomorfológicas e paleoclimáticas. Apenas mais recentemente estudos palinológicos e
radiométricos apontam para uma idade miocênica. Mas, devido à sua grande distribuição
e variação espacial, outras idades devem ser obtidas.
Segundo Bezerra (2001), os sedimentos Barreiras se constituem na última rocha
sedimentar terciária do Nordeste do Brasil formada na história da abertura do Atlântico,
representada pela sequência sedimentar ao longo de mais de 4.000 km do litoral.
Durante muito tempo, a Formação Barreiras era considerada de origem
essencialmente continental. Entretanto, mais recentemente, os trabalhos têm mostrado a
influência de oscilações eustáticas na sua origem e deposição até em ambientes
transicional e marinho raso. Normalmente, os sistemas deposicionais da Formação
Barreiras têm sido associados a leques aluviais e fluviais entrelaçados, acompanhados de
frequentes depósitos gravitacionais (BEZERRA et al., 2006).
No afloramento da Formação Barreiras que ocorre na praia de Cotovelo, no litoral
do Rio Grande do Norte (RN), Araújo et al. (2006) descreveram associações de fácies
que foram interpretadas como depositadas em um sistema fluvial meandrante.
Alheiros e Lima-Filho (1991) realizaram mapeamentos geológicos na região entre
o Rio Grande do Norte e Pernambuco e concluíram que as rochas sedimentares da
Formação Barreiras teriam sido depositadas em um ambiente fluvial entrelaçado,
associado a leques aluviais e a depósitos litorâneos.
Araujo et al. (2006) individualizaram três fácies principais (Gt, St e Fl) em um
afloramento da Formação Barreiras, localizado na praia de Cotovelo (RN). A fácies Gt
reúne conglomerados sustentados por matriz arenosa com estratificação cruzada
acanalada de grande a médio porte e, subordinadamente, conglomerados clastos
suportados. No seu arcabouço predominam seixos de quartzo, feldspatos e clastos de
argila. A cimentação ferruginosa confere a estas rochas uma cor avermelhada. A fácies
St é representada por arenitos de textura muito grossa a média, de coloração amarelada,
exibindo estratificação cruzada acanalada e subordinadamente tabular. A fácies Fl
compreende lamitos com diferentes proporções de argila, silte e areia mostrando
coloração avermelhada, com intercalação de arenito fino e muito fino.
22
2.2.2 Depositos Supra-Barreiras
Os depósitos denominados genericamente de Supra-Barreiras afloram ao longo do
litoral do Rio Grande do Norte, repousando discordantemente sobre os litótipos da
Formação Barreiras. Esta unidade ocorre, por vezes, sob a forma de falésias vivas,
composta por sedimentos semi-consolidados e bastante friáveis. Importantes ocorrências
são encontradas nas praias de Cotovelo, Barra de Tabatinga e Tibau do Sul, além de
afloramentos na região de Touros (BARROS, 2001).
2.2.3 Formação Touros
As rochas da Formação Touros compreendem seqüências carbonáticas e
siliciclásticas dispostas discordantemente sobre os litótipos da Formação Barreiras.
Srivastava & Corsino (1984) foram os primeiros a desenvolver estudos sobre estas
rochas na região de Touros-RN. Os autores individualizaram três microfácies principais
em calcarenitos, as quais sugerem a deposição na zona de intermaré, sob a forma de
beachrocks. Esta interpretação foi baseada principalmente na natureza diagenética destas
rochas; na presença de estruturas sedimentares como estratificações cruzadas espinha de
peixe e laminações plano-paralelas, bem como na geometria destes corpos que se dispõem
em lobos sigmoidais. Estes autores ainda atribuíram a estes litótipos idade pleistocênica
ou terciária superior, correlacionando-os à Formação Guamaré.
Barros (2001), num levantamento das ocorrências de coberturas Supra-Barreiras
no litoral potiguar, reconheceu de modo geral, quatro sucessões de rochas carbonáticas,
relacionando-os também a um sistema praial. A primeira sucessão é constituída por
calcarenitos finos a médios, com estratificações cruzadas acanaladas, a qual foi
interpretada como sendo o registro da deposição na face praial (shoreface). A segunda
sucessão, compreendida por calcarenitos médios a grossos com abundantes bioclastos e
contendo estratificação cruzada de baixo ângulo, foi associada à deposição na zona de
estirâncio (foreshore). A identificação desta zona foi confirmada pela semelhança entre
as fácies contidas nestes depósitos com aquelas descritas em cúspides praiais (beach
cusps) recentes na praia de Cotovelo. A terceira sucessão é composta por arenitos grossos
maciços e, a última, siliciclástica, é formada por arenitos médios, bem selecionados,
contendo estratificações cruzadas de grande porte, sendo correlacionadas a dunas
litificadas.
23
Suguio et. al. (2001) abordaram tais rochas sob um aspecto mais estratigráfico,
classificando-as como uma Formação. A partir do método da termoluminescência, estes
autores obtiveram idades de 120±10 mil anos.
2.2.4 Formação Barra de Tabatinga
Essa unidade foi inicialmente descrita por Lucena (1995), sendo interpretado
como um terraço proveniente de abrasão marinha (Figura 5). Tem sua ocorrência restrita
à linha de costa e são observados apenas em perfil, com as melhores exposições nas praias
de Cotovelo e Barra de Tabatinga. Esse deposito é caracterizado por arenitos branco-
amarelados com níveis conglomeráticos na base e porções argilosas, amarelo
avermelhados, no topo. Repousam discordantemente sobre os litotipos da Formação
Barreiras (LUCENA, 1999).
Figura 5 – Seção esquemática para a Unidade Barra de Tabatinga. Fonte: Lucena, 1995.
Suguio et. al. (2001) retomaram os estudos da Unidade Barra de Tabatinga,
fazendo referência à mesma com a denominação de formação. Neste trabalho, foram
realizadas datações por termoluminescência (TL), obtendo idades entre 210 ±10 e 214 ±
7 mil anos.
24
2.2.5 Formação Potengi
Vilaça et. al. (1986) caracterizaram esta unidade como sendo composta por
sedimentos areno-quartzosos, contendo laminações plano-paralelas e de coloração
amarelo-avermelhada, que vão escurecendo em direção ao litoral. Tal unidade ocorre
normalmente no topo de falésias, em contato discordante com as rochas da Formação
Barreiras e exibe pacotes pouco espessos capeados por dunas recentes.
Nogueira (1990) atribuiu um contexto eólico para a deposição desta unidade,
interpretando-a como uma geração de dunas entre outras existentes na região, já
descaracterizada, e hoje constituindo latossolos.
Lucena (1995 e 1999) chamou a atenção para uma “aparente intercalação” entre
os sedimentos da Formação Potengi e as rochas da Formação Barreiras em alguns locais
da linha de costa, como por exemplo, na Barreira do Inferno, Praia de Cotovelo. O autor
associou este fato como o produto da acumulação dos sedimentos Potengi em terraços de
abrasão marinha esculpidos na Formação Barreiras, que ao sofrerem posterior erosão
indiferenciada, dão a impressão de estarem intercalados.
2.2.6 Rochas de Praia (Beachrocks)
Segundo Hopley (1986), o termo beachrock é atribuído aos sedimentos praiais
litificados por cimentos de carbonatos de cálcio em zona de intermaré, limitados,
principalmente, às praias de baixa latitude.
Bigarella (1975) fez um estudo mais detalhado sobre a geologia desses corpos
rochosos, presentes no litoral nordestino, enfocando principalmente os afloramentos
presentes na Bahia, Pernambuco e Rio Grande do Norte, e sugeriu que a maior parte
desses beachrocks teria sido depositada durante um nível do mar mais elevado que o
daquele período. E afirmou que os beachrocks do nordeste brasileiro apresentam muitas
estruturas sedimentares similares às, então denominadas, restingas do litoral sudeste do
Brasil, como, por exemplo, os mergulhos suaves (1 a 3°) em direção ao mar e as
estratificações cruzadas planares e acanaladas.
Com respeito à morfologia, os beachrocks tendem a apresentar forma semelhante
à da linha de costa onde foram formados (GISCHLER, 2007). Comumente, tais rochas
apresentam forma tabular com dimensões bastante variadas, desde muito pequenas (com
poucos metros de comprimento) até muito grandes, com dezenas de quilômetros de
25
comprimento. Em regiões onde a dinâmica costeira atua de forma muito intensa a ponto
de provocar constantes mudanças na morfologia praial, beachrocks podem ficar
abandonados e formarem corpos isolados (GISCHLER, 2007). Freqüentemente, os
afloramentos extensos não são contínuos, aparecendo fragmentados como blocos
retangulares ou irregulares. Isso ocorre em virtude da exposição aos agentes intempéricos
do ambiente costeiro (ventos, ondas, marés, etc.).
Russel (1962), tendo por base principalmente a zona de ocorrência e a rápida
formação, sugeriu que depósitos de beachrocks podem ser indicadores particularmente
sensíveis das variações do nível do mar.
A presença de beachrocks em ambientes costeiros afeta largamente a dinâmica
atuante, seja ela de caráter destrutivo, construtivo ou conservativo (quando há equilíbrio
entre ambos os processos).
Cooper (1991) mencionou três impactos diretos causados pela presença dessas
rochas em ambientes costeiros: (i) Redução no volume de sedimento no litoral, causada
pela litificação direta na formação das rochas; (ii) Mudança na morfologia costeira,
através da atenuação ou amplificação dos processos erosivos por meio da presença de
beachrock; e (iii) Mudança no potencial de preservação de fácies de linha de costa, uma
vez que podem servir de proteção.
Assim, como já relatado por Branner (1904), esses autores (OLIVEIRA et al.,
1990) reconheceram as duas linhas de beachrocks que margeiam o litoral oriental
norteriograndense e, através de datação pelo método 14C, propuseram idade média de
6.250 anos A.P. para o beachrock mais próximo do continente, e de 4700 anos A.P. para
o mais afastado do continente. Para eles, a zona de estirâncio seria o local mais provável
para a formação dessas rochas.
2.2.7 Depósitos Eólicos
O primeiro domínio corresponde ao das dunas ativas (DA), caracterizado pela
predominância de barcanas isoladas e cristas barcanóides associadas a frentes parabólicas
transgressivas, com pouca ou nenhuma vegetação. O segundo domínio é o das dunas
inativas com formas nítidas (DIn). Corresponde a dunas parabólicas compostas,
vegetadas e com morfologia nítida nas imagens de satélite e fotografias aéreas. Este
domínio inclui também dunas parabólicas ativas, parcialmente vegetadas e com migração
lenta. O terceiro domínio, das dunas inativas com formas tênues (DIt), é constituído
26
predominantemente de dunas do tipo parabólicas compostas e simples, além de
longitudinais, estas últimas correspondentes possivelmente a rastros lineares residuais
(trailing ridges) de dunas parabólicas. O quarto domínio, também inativo, é o dos lençóis
de areia (LA), constituído por formas mais tênues ou dissipadas que os demais (Figura
6).
Feições de reativação são visíveis em imagens de satélites em todos os domínios
de dunas inativas. As idades encontradas nos quatro domínios eólicos, obtidas por TL,
representam os tempos decorridos após a última exposição das areias aos raios solares,
seja durante sua deposição, seja em eventos posteriores de erosão e/ou retrabalhamento.
As idades variaram de 390.000 anos até o presente.
O domínio de dunas inativas com formas nítidas (DIn) apresenta idades de 6.000
anos a poucas dezenas ou centenas de anos. As idades mais antigas neste domínio
coincidem aproximadamente com o máximo nível relativo do mar (NRM) holocênico na
costa nordeste brasileira. As idades mais novas corresponderiam a porções recentemente
expostas ou reativadas destas paleodunas. Os domínios de dunas inativas com formas
tênues (DIt) apresentam idades muito variáveis, desde 89.000 anos até o Recente
(Holoceno). O domínio dos lençóis de areia (LA) reúne idades desde 390.000 até 5.700
anos. As idades TL mais novas obtidas nos dois domínios DIt e LA podem representar
retrabalhamento dos depósitos eólicos, sugerindo que também nessas unidades ocorreram
reativações eólicas.
27
Figura 6 - Mapa geológico do Quaternário costeiro (parte do Rio Grande do Norte). Fonte: Barreto et al.,
2004.
2.2.8 Depósitos de Praia Recente
Os depósitos de praia abrangem uma faixa estreita paralela à linha de costa,
compreendendo as zonas de pós-praia (backshore), estirâncio (foreshore) e face praial
28
(shoreface; figura 3.8). São constituídos por areias quartzosas, minerais pesados (em
quantidade expressiva), além de fragmentos de rochas e bioclastos (NOGUEIRa et. al.,
1990).
Diniz et. al. (2001) relataram que a quase totalidade das praias do litoral oriental
do Rio Grande do Norte são do tipo Intermediário (WRIGHT & SHORT, 1983), as quais
apresentam estirâncio variando de 20 a 60 metros, gradiente suave (de 1° a 5°) e ondas
com 0,2 a 1,5 metros de altura. O tipo intermediário ainda se subdivide em I, II e III
(praias arenosas abertas, praias protegidas por arenitos de praia e praias limitadas por
falésias, respectivamente), sendo o subtipo I predominante na região. Nas praias abertas
(subtipo I), a passagem da região de face praial para a pós-praia ocorre gradualmente,
podendo ocorrer pequenas dunas frontais ou escarpas.
2.2.9 Depósitos de Mangue
Os sedimentos de mangue ocorrem nas desembocaduras dos principais rios da
região, sendo formados por um substrato lamoso de coloração escura, com um aumento
na porcentagem de areia em direção às praias recentes (LUCENA, 1999).
2.2.10 Depósitos Aluvionares
Os aluviões correspondem a terraços de riachos e rios atuais, sendo
litologicamente constituídos por acumulações de sedimentos pobremente selecionadas,
que vão de silte a matacões, predominantemente de composição quartzosas e coloração
branco acinzentada (NOGUEIRA et. al., 1990).
2.3 PLATAFORMA CONTINENTAL
A plataforma continental brasileira varia de 8 a 370 km com profundidades entre
11 e 4 mil metros.
Na região Nordeste, a partir do rio Parnaíba até Salvador, tem uma largura média
entre 36 e 55 km e a quebra de plataforma varia entre 40 e 80 metros (MMA, 2010). Entre
o cabo Calcanhar-RN e Belmonte-BA, observa-se uma largura máxima de 42 km e
profundidade de até 60 m, devido à baixa taxa de erosão continental, à pequena taxa de
29
sedimentação marinha, além de processos erosivos antigos, e à permanência do sentido
da Corrente do Brasil (MMA, 2006).
Segundo Coutinho (1981) a plataforma continental do Nordeste pode ser dividida
nos seguintes trechos:
A) Plataforma Interna limitada pela isóbata de 20 m, com relevo suave, coberta com
areia terrígena e muito pouco cascalho e lama. Teor de carbonato de cálcio inferior a
20%.
B) Plataforma média de 20 a 40 m com um relevo bem mais irregular. Dominada por
cascalho com teor de carbonato superior a 90%.
C) Plataforma Externa a partir de 40 m, coberta por areias biodentriticas, cascalhos de
algas. Com teor de carbonato de cálcio superior a 75%.
A Plataforma Continental Brasileira adjacente ao Estado do Rio Grande do Norte
(RN) é uma das áreas menos conhecidas no Brasil. Esta escassez de dados, muito
provavelmente, está relacionada a sua profundidade rasa e a presença de obstáculos
proeminentes (recifes), que dificultam a navegação (VITAL et al., 2005). Porém, sabe-se
que esta plataforma é estreita com espessura aproximada de 40 km e apresenta um baixo
gradiente topográfico (VITAL et al., 2010 e 2014).
O Estado do Rio Grande do Norte, localizado no nordeste do Brasil, apresenta
dois sistemas costeiros-plataformais: Setor Este, do Rio Sagi (divisa PB-RN) ao Alto de
Touros e Setor Norte, do Alto de Touros a Tibau (divisa RN-CE) (VITAL et al., 2010).
Segundo Gomes & Vital (2010), a plataforma continental norte do Rio Grande do
Norte, mais precisamente entre os municípios de Areia Branca e São Bento do Norte,
apresenta uma largura máxima de 43 km, com a transição plataforma-talude ocorrendo
em profundidades que variam de 40 a 60 metros.
Gomes et al. (2010) propõem uma subdivisão para a plataforma na região norte
do estado do Rio grande do Norte, com base na caracterização geomorfológica e
sedimentológica (Figura 7), sendo dividida em plataforma interna, média e externa. A
plataforma interna é limitada pela isóbata de 15 m com relevo suave envolvendo extensos
campos de dunas longitudinais, com predominância de sedimentos siliciclásticos; a
plataforma média está limitada entre as isóbatas de 15 m e 25 m, caracterizada pela
ocorrência mista de sedimentos e dunas transversais; a plataforma externa é estreita com
declividade superior à da plataforma média e limita-se entre as isóbatas de 25 até 40 m
de profundidade.
30
Figura 7 –Cobertura sedimentar da plataforma continental adjacente a Bacia Potiguar. Fonte: Vital et al.,
2008.
Os sedimentos siliciclásticos da plataforma apresentam como granulometria
predominante a fração areia. Os grãos são moderadamente a pobremente selecionados,
variam de subangulosos a arredondados com alto grau de esfericidade. Os sedimentos
carbonáticos (bioclastos) apresentam-se predominantemente em frações granulométricas
mais grossas, seixo e grânulo. A alta dinâmica do ambiente, principalmente a ação das
correntes marítimas, resulta na quebra de grande parte destes bioclastos e frações
granulométricas inferiores podem, eventualmente, ser encontradas. Os sedimentos da
fração lama estão concentrados próximo a foz dos rios e no interior dos vales incisos. Nas
porções mais proximais esta lama apresenta composição terrígena, tendendo a uma
composição mais carbonática em direção à bacia (VITAL et al., 2005 e 2008).
31
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3.1 EVOLUÇÃO COSTEIRA
A terra é um sistema natural fortemente interativo e dinâmico. A rapidez nas taxas
de mudanças pode exceder a capacidade do sistema natural e humano para se adaptar sem
perturbações desnecessárias ou custos. (WARRICK et al., 1993).
A zona costeira é o espaço no qual o ambiente terrestre influencia no ambiente
marinho e vice-versa (CARTER, 1988).
Praias e, mais geralmente, a zona costeira ocorrem na interface entre os três
maiores sistemas da superfície da Terra – atmosfera, oceano e superfície terrestre. Os
processos que atuam nos três sistemas são responsáveis por modelarem a zona costeira, e
a interação entre os três diferentes conjuntos de processos fazem da zona costeira um
ambiente extremamente dinâmico (DAVISON-ARNOTT, 2010)
O estudo da evolução costeira busca entender a relação entre a linha de costa e os
processos que a modelam, e a inter-relação com o ambiente marinho raso e os ambientes
costeiros. (WOODROFFE, 2002). Essa preocupação deve-se ao fato que vários lugares
do planeta estão sofrendo com essas mudanças.
Apesar de existir excelentes estudos a respeito de diversos ambientes, nós ainda
pouco compreendemos como a linha de costa irá responder ou reagir após séculos
de variações na elevação do nível do mar; intensidade e magnitude das tempestades,
ondas e marés; tectônica e variações do clima (CARTER E WOODROFFE, 1994).
O ambiente costeiro é bastante afetado pelos agentes modeladores da paisagem,
pois devido a sua localização geográfica a expõe aos diversos agentes, geológicos e
climáticos, dentre os principais estão os ventos, as ondas, as marés, e as correntes
litorâneas, o que ocasionam a instabilidade na morfologia costeira gerando constantes
modificações ao longo da linha de costa.
Além desses fatores naturais, existe ainda o fator antrópico que, em muitos casos,
funciona como catalisador na alteração deste ambiente. O homem interfere
constantemente na superfície terrestre das maneiras mais variadas, tais como,
desmatamento, construção de hidrelétricas, ocupação desordenada das zonas costeiras,
impermeabilização do solo por construções de estradas, assoreamento dos rios, emissão
de gás carbônico, etc.
32
Podemos então dizer que devido suas atitudes o homem também é responsável
pelas mudanças climáticas, porém em menor escala de intensidade que os agentes
naturais.
Mudanças climáticas podem desencadear ou agravar o processo de erosão, ao
provocar mudanças no nível do mar, na distribuição das chuvas e na frequência direcional
e intensidade dos ventos, fatores que afetam a hidrodinâmica, o balanço e a dispersão dos
sedimentos ao longo da costa. Mudanças na descarga sólida de rios e na frequência
direcional de ondas, não só nas últimas décadas como também nas escalas histórica e
geológica, podem acelerar os processos de erosão e/ou avanço da zona costeira
(progradação), acarretando em grandes prejuízos às cidades costeiras (DOMINGEZ e
CALLIARI, 2005).
3.2 ELEVAÇÃO DO NÍVEL DO MAR
Com o continuo desenvolvimento costeiro em um ritmo acelerado, a sociedade
está se tornando cada vez mais vulnerável à elevação do nível do mar.
A erosão costeira não está apenas associada com a elevação do nível do mar, ela
é uma força que provoca um ajustamento morfodinâmico, cujo o resultado, na maioria
das vezes, é o recuo da linha de costa (GUERRA et al., 2013).
Uma melhor compreensão da elevação do nível do mar e sua variabilidade são
necessários para reduzir as incertezas associadas as projeções do aumento do nível do
mar, e consequentemente, contribuir para maior eficácia do planejamento costeiro, gestão
e adaptação na presença das muitas pressões sobre as regiões costeiras.
Ao longo dos ciclos glaciais dos últimos milhões de anos, o nível do mar tem
oscilado em mais de uma centena de metros (Figura 8).
33
Figura 8. Oscilação global do nível do mar nos últimos 500 milhões de anos até o presente.
Fonte: Rohling et al., 2009, em UNESCO/IOC, 2010.
Ao longo dos seguintes cem mil anos, o nível do mar caiu cerca de 130 m abaixo
do valor de hoje com a formação de camadas de gelo na américa e no norte europeu. De
20 mil anos atrás para cerca de sete mil anos atrás essas placas de gelo entraram em
colapso, e do nível do mar subiu rapidamente a taxas médias de 1 m / século por muitos
milênios, com taxas de pico durante o degelo potencialmente superior a vários metros por
século. A partir de cerca de seis a dois mil anos atrás, o nível do mar subiu mais
lentamente. Ao longo dos últimos dois mil anos até o século 18, os paleodados do nível
do mar indicam baixas taxas de variação do nível do mar.
Para o Rio Grande do Norte, Bezerra et al. (2003) utilizaram biomarcadores
presentes em beachrocks, e em outros depósitos litorâneos recentes, para estabelecer uma
curva envelope de variação do nível do mar relativo holocênico no Rio Grande do Norte.
Baseando-se em tal curva, esses autores afirmaram que entre ~7100-5800 anos cal. AP e
~5000 anos cal. AP ocorreu uma subida relativamente rápida do nível do mar, quando o
mesmo alcançou 2,5 a 4,0 m acima do nível do mar médio atual. Isso causou um grande
avanço na linha de costa. Após esse período, o nível do mar relativo voltou a cair e só
retomou nova subida entre ~2100-1100 anos cal. AP, quando resultou em novo avanço
da linha de costa (Figura 9).
34
Figura 9. Curva de variação do nível do mar relativo durante o Holoceno para o Rio Grande do Norte.
Fonte: Bezerra et al.,2003.
Comparando-se essa curva envelope com outras curvas-modelos
(BITTENCOURT et al., 1979; SUGUIO et al., 1985; PELTIER, 1998) para previsões de
variações do nível do mar relativo, esses autores notaram pequenas diferenças entre as
mesmas (Figura 10). E, atribuíram essas diferenças a eventos locais como tectônica e
padrões de vento e ondas, os quais exerceram importante papel no avanço e recuo da linha
de costa (BEZERRA et al., 2003).
Figura 10. A) Comparação da curva envelope de Bezerra et al. (2003) com a curva do nível do
mar relativo para a costa central do Brasil de Bittencourt et al. (1979) e Suguio et al. (1985). B)
Comparação da curva envelope de Bezerra et al. (2003) com a curva de previsão glacio-isostática de
Peltier (1998).
35
A fim de se obter uma projeção para futuras mudanças climáticas, o IPCC
(Intergovernmental Panel on climate change) baseado em diversos modelos climáticos
prevê quatro diferentes cenários possíveis de acontecer até 2100 anos.
Os cenários levam em consideração diferentes taxas de concentrações de gases do
efeito estufa emitidos para atmosfera por atividades antropogênicas ou biogênicas
naturais e os efeitos da mitigação dessa emissão sobre a temperatura média da superfície
global; com o resultado pode-se avaliar as diferentes respostas do sistema terra para
diferentes concentrações de gases e os custos associados à redução.
A concentração de gases do efeito estufa dependem de fatores socioeconômicos
incluindo acordos geopolíticos para controlar essas emissões. Se a emissão de gases do
efeito estufa continuar intenso a temperatura média global continuará aumentando.
O cenário mais rigoroso pressupõe uma forte ação de mitigação. Nesse caso, o
aumento da temperatura terrestre poderia variar entre 0,3 °C e 1,7 °C de 2010 até 2100 e
o nível do mar poderia subir entre 26 e 55 centímetros ao longo deste século.
O segundo cenário o aumento da temperatura terrestre seria entre 1,1 °C e 2,6 °C
e o nível do mar subiria entre 32 e 63 centímetros. No terceiro cenário o aumento da
temperatura varia de 1,4 °C até 3,1 °C e o nível do mar subiria entre 33 e 63 centímetros.
Já o pior cenário, no qual as emissões continuam a crescer em ritmo acelerado, a
superfície da Terra poderia aquecer entre 2,6 °C e 4,8 °C ao longo deste século, fazendo
com que o nível dos oceanos aumente entre 45 e 82 centímetros.
Para Pirazzoli et al. (1989), embora a variação do nível do mar tenha um impacto
global, a intensidade varia de lugar para lugar, dependendo da complexa interação dos
processos locais, regionais e globais. E da mesma maneira a mudança do nível do mar é
o somatório de componentes e mudanças tectônicas, eustática, climática e gravitacional.
Pirazzoli et al. (1989) acreditam que é um erro aceitar os diagnósticos de taxas
globais de subida do nível do mar para os últimos 100 anos e também os prognósticos
para o futuro, porque esses dados são mascarados pela tectônica, pela glacioisostasia,
pelos movimentos de circulação dos oceanos e efeitos antropogenéticos e atmosféricos.
3.3 EROSÃO COSTEIRA
A erosão costeira é um fenômeno mundial que deve se intensificar nas próximas
décadas em decorrência da continuidade e aceleração da elevação do NM. Excetuando-
36
se as causas tectônicas, a elevação atual do NM pode ser atribuída principalmente à
expansão termal dos oceanos, ao derretimento dos glaciares, geleiras continentais e capas
de gelo eternas (permafrosts), e ao derretimento das calotas polares na Groenlândia, no
Ártico e na Antártida (IPCC, 2014). Essa linha de pesquisa responsabiliza a eventual
intensificação do efeito estufa pela queima dos combustíveis fosseis, pelo aumento da
temperatura do planeta na ordem de 0,5° nos últimos 100 anos (ADDAD, 1997).
Segundo Brunn (1962), para cada 1 cm de subida do nível do mar a linha de costa
se retrairá 100 vezes a quantidade. Isso é conhecido como “A Regra de Brunn”, e
essencialmente uma aproximação das variáveis segundo as características físicas de uma
praia em particular e seu declive. Para Cooper et al. (2004) esta regra não é capaz de
predizer o comportamento da linha de costa e deveria ser abandonada, pois a Regra de
Bruun requer premissas que são muito restritivas e que provavelmente não existam na
natureza, além de omitir variáveis importantes como correntes e formas de leito.
Os processos de erosão e acreção costeiras sempre existiram e contribuíram no
curso da história para modelar as paisagens costeiras, configurando uma grande variedade
de tipos de costa.
Porém, a erosão em uma praia se torna problemática quando passa a ser um
processo severo e permanente ao longo de toda essa praia ou em trechos dela, ameaçando
áreas de interesse ecológico e sócio-econômico (SOUZA et al., 2005).
Segundo Souza et al. (2005), as áreas com problemas de erosão costeira/praial são
aquelas que apresentam pelo menos uma das seguintes características:
a) altas taxas de erosão ou erosão significativa recente;
b) taxas de erosão baixa ou moderada em praias com estreita faixa de areia e localizadas
em áreas altamente urbanizadas;
c) praias que necessitam ou que já possuam obras de proteção ou contenção de erosão;
d) praias reconstruídas artificialmente e que seguem um cronograma de manutenção.
A erosão afeta toda população local com a destruição de moradias e comércio,
inviabilizando o turismo, comprometendo as atividades de subsistência e as atividades
industriais. Existe ainda o risco relacionado ao dano ambiental que pode ser causado pelo
derramamento de óleo em áreas que possuem instalações para a exploração e explotação
de petróleo (SOUTO, 2009).
Embora a erosão costeira seja essencialmente o produto do balanço sedimentar
negativo do sistema praial, este é o resultado da interação entre diversos processos de
origem natural (Figura 11) e/ou atividades antrópicas (Figura 12), que afetam a costa com
37
diferentes escalas intensidades. Os agentes naturais mais importantes são: o vento, as
tempestades, as correntes junto à costa, a subida relativa do nível do mar e o deslizamento
de taludes. Entre as ações antrópicas capazes de gerar erosão encontram-se: as
intervenções de engenharia costeira, os aterros, a artificialização das bacias hidrográficas
(especialmente a construção de barragens), as dragagens, desmatamento e a extração de
água e gás.
Figura 11. Padrão tempo e espaço de fatores naturais da erosão costeira. Fonte: Modificado de
Eurosion, 2004.
Figura 12. Padrões de tempo e espaço para fatores de erosão costeira induzidos pelo homem.
Fonte: Modificado de Eurosion, 2004.
38
Segundo dados da ONU através da UNESCO aproximadamente 2/3 da população
mundial vive atualmente a menos de 50 Km do mar. Essa população litorânea disputa um
mesmo espaço geográfico para as mais diversas atividades e finalidades, entre elas, a
habitação, a indústria, o comércio, o transporte, a agricultura, a pesca, o lazer e o turismo.
A ocupação de forma desordenada dessas regiões ocasiona o rompimento do equilíbrio
dinâmico reinante, impactando sempre negativamente no ambiente costeiro. Os campos
de dunas são ocupados, a vegetação pioneira é totalmente devastada, as margens dos rios
são ocupadas, e a poluição do solo e dos recursos hídricos é uma constante neste novo
ambiente litorâneo (VASCONCELOS, 2005).
Segundo Addad (1997), a interferência humana nos suprimentos sedimentares das
praias é muito eficiente em causar problemas erosivos ao longo dos litorais. Ações como
construção de barragens nos rios, reduzindo o aporte fluvial de sedimento nas
desembocaduras e retenção da carga sedimentar que seria entregue na costa, e também
construções portuárias, enrocamentos, molhes têm sido fatores desequilibrantes.
Faria (2005) comenta que também existem muitas praias em todo o Brasil que
vêm sendo permanentemente erodidas e que não existem indícios de intervenção
antrópica, como ocorre, por exemplo, em algumas praias da Ilha Grande (RJ), no Paraná,
em Santa Catarina, Rio Grande do Sul, e em regiões do Nordeste; nessas áreas a erosão
pode ter causas naturais diversas.
Impactos negativos da erosão costeira podem ser agrupados em quatro categorias:
(i) inundações costeiras como resultado da completa erosão de dunas, (ii) destruição da
defesa mar associada à erosão costeira e compressão das zonas costeiras, e (iii) recuo de
falésias, praias e dunas, causando perda de terras de valores econômicos e ecológicos.
Os impactos (ou riscos) causados pela erosão são:
Perda de terrenos com valor económico, social ou ecológico;
Destruição de sistemas de defesa costeira naturais (sendo os mais comuns,
os sistemas dunares) como consequência de eventos singulares de
tempestade; este fato resulta no aumento da vulnerabilidade a inundações
de zonas interiores muitas vezes localizadas a cotas inferiores;
Infra-escavações das obras de defesa costeira que potencialmente
aumentam o risco associado à erosão e inundação.
Diversas tentativas estruturais são feitas para minimizar o impacto erosivo. Dentre
algumas encontram-se os espigões, os quebra-mares, engordamento ou alimentação
artificial das praias, paredões (obras longitudinais aderentes), plantio de vegetação, etc.
39
Medidas não estruturais também são adotadas, como a limitação de áreas não edificáveis,
mas muitas vezes estes limites não são respeitados pelo homem que tende cada vez mais
a ocupar mais espaços na região costeira (NASCIMENTO, 2009).
A problemática da modificação da morfologia costeira vem sendo assunto de
muitos estudos. Em Happisburg (Norfolk, Inglaterra) é possível observar o recuo das
falésias devido a erosão. O monitoramento da erosão costeira desta área tem permitido o
cálculo de volume perdido e a taxa de retração da falésia, viabilizando o desenvolvimento
de um modelo erosional que pode ajudar a nossa compreensão do que está ocorrendo em
ouros lugares (POULTON et al., 2006).
Ainda em Norfolk (Sea Palling), podemos citar o monitoramento dos efeitos de 4
quebra-mares, que foram construídos entre 1993 e 1995 em associação com programas
de alimentação periódica da praia (THOMALLA et al., 2003).
Na costa do mar Báltico, na cidade de Rostock (Alemanha), vem enfrentando
problemas com a erosão ao longo da costa e inundações. Cerca de 70% da costa está
retrocedendo devido a erosão. 23 % da costa encontra-se estável e 7% em processo de
acresção (SISRTEMANS et al., 2004).
No geral, as regiões costeiras da Alemanha apresentam significante
vulnerabilidade aos impactos ocasionados pela elevação do nível do mar, causando riscos
a população e a economia, e elevando os custos para adaptação. O estudo de vários
cenários para avaliação da vulnerabilidade em escala global, nacional e local tem
contribuído imensamente para o ajustamento das estratégias projetadas para lidar com os
impactos adversos tais como inundação e erosão (STERR, 2008).
Boruff et al. (2005) examinaram as diferenças de vulnerabilidades em 213
municípios costeiros dos Estados Unidos, levando em consideração fatores social,
econômicos e físicos, que combinados refletem com mais precisão a vulnerabilidade do
município a riscos de erosão.
A erosão de na costa dos Estados Unidos é um problema crônico, ameaçando a
infraestrutura da área e a população. Um estudo elaborado pela U.S. Geological Survey
(USGS) em 2010 fez uma análise histórica das mudanças na linha de costa em New
England e Mid- Atlantic, nas quais foram subdivididas em 10 regiões, num total de 1.061
km. A pesquisa mostra que em termos de longo prazo (1800 – 1997/200) 65 porcento das
praias foram erodidas, enquanto que a curto prazo (1960 – 1997/200) apenas 60 porcento
da área foi erodida. Essa diminuição de 5 porcento pode estar relacionada com o aumento
40
da frequência de programas de engoradmento das praias e/ou efeitos das construções de
estruturas rígidas nos últimos tempos (HAPKE et al., 2010).
O estado da Louisiana (Estados Unidos) está perdendo aproximadamente 100 km2
de áreas de pântano por ano devido à combinação de processos naturais (elevação do nível
do mar, subsidência e tornados) e atividades antrópicas. O represamento de rios
tributários do Rio Mississippi nos últimos 60 anos tem diminuído a quantidade de
sedimento carreado, agravando a deterioração das áreas de pântanos (WILLIAMS, 2001).
No Brasil a cerca de 20% e 25%do total da população vivam na zona costeira
(IBGE, 2004). De forma genérica, na costa do Brasil a erosão predomina sobre a
progradação, com 40% concentrado nas praias, 20% nas falésias sedimentares e 15% nas
desembocaduras fluviais. Cerca de 80% das causas de erosão são atribuídas a intervenção
do homem relacionada à urbanização e interferência no balanço sedimentar em
decorrência da construção de estruturas rígidas (MUEHE, 2005).
Segundo Vital (2005), no Rio Grande do Norte, as principais causas e fatores da
erosão costeira estão relacionados a:
1. Dinâmica da circulação costeira,
2. Evolução holocênica da planície costeira,
3. Suprimento sedimentar ineficiente,
4. Construção de estruturas de concreto perpendiculares à linha de costa na zona
de praia, e
5. Fatores tectônicos.
3.4 PONTA NEGRA
A área está localizada no litoral oriental do estado do Rio Grande do Norte, sendo
caracterizada por ter uma enseada em zeta, a qual é delimitada a sul pelas dunas do Morro
do Careca.
De acordo com dados da Estação Climatológica da UFRN, a região é caracteriza
por períodos chuvosos que se estendem de março a julho, e períodos de menor taxa
pluviométrica de outubro a dezembro, com precipitação média anual de 1600 mm. As
temperaturas oscilam entre 22, 8°C e 29,4°C, sendo o mês de julho de temperatura mais
amena. Os ventos predominantes são provenientes do Sudeste com maiores velocidades
nos meses de setembro e outubro, podendo atingir cerca de 5,2 m/s. Segundo Vital et al.
41
(2006) esses ventos são responsáveis por gerarem uma deriva litorânea que durante quase
todo o ano transporta sedimentos no sentido de S para N.
Amaro et al. (2012) coletaram dados de ondas e correntes na área próximo ao
Morro do Careca, observaram valores médios de velocidade de corrente de 0,05 m/s, com
máximos de 0,10 m/s ocorrendo entre os quadrantes NO e NE nas marés de vazante e E-
W na enchente. A altura média das ondas foi de 0,78 m, oscilando entre 0,54-0,97 m, com
suas direções variando desde sudeste até nordeste e período de pico médio com cerca de
4,24 s. Sob o regime de mesomaré, ocorre na área uma variação média 2,4-0,2 m e
amplitudes médias em torno de 2,2 m nas marés de sizígia, e nas marés de quadratura
essas variações estão entre 1,9-0,8 m com amplitude média de 1,1 m. O nível médio do
mar para a região é de 1,3 m.
A área de pesquisa vem sofrendo grandes transformações em suas paisagens. Em
meados de 1940 a praia era habitada por nativos que destinava o espaço para pesca,
plantio roças e pastagens. Aos poucos a praia foi sendo frequentada por veranistas que
tinham acesso à praia por estradas carroçáveis (Figura 13). A grande beleza paisagística
atraiu cada vez mais frequentadores que se instalavam na área. Nessa época ainda era
possível a visitação ao Morro do Careca, que foi interditado no final da década de 90 e
permanece até os dias atuais.
Figura 13 – Praia de Ponta Negra em meados de 1940. A) Banhistas nas imediações do Morro do Careca.
B) Visão geral de Ponta negra com acesso por estradas carroçáveis. Fonte: Jaeci Galvão.
O processo de urbanização foi aos poucos causando grandes impactos na natureza,
como destruição da fauna e da flora, retirada de areia das dunas, fixação das dunas e
impermeabilização do solo por meio de construções imobiliárias. Essa nova configuração
mudou a funcionalidade da área, que passou a ser de interesse turismo e econômico.
42
O fortalecimento atividade turística local provocou um desenvolvimento
econômico importante, bem como um adensamento urbano e populacional.
Em 2000 o projeto Orla de Ponta Negra possibilitou a construção de um passeio
público (calçadão) na orla marítima, com 3 quilômetros de extensão e substituição das
barracas de madeira por barracas de fibra de vidro.
No ano de 2012 ocorreu uma ressaca do mar que destruiu partes do calçadão de
Ponta Negra, comprometendo sua estrutura e colocando em risco a vida de frequentadores
(Figura 14). Esse episódio prejudicou a economia local afastando os turistas e até mesmo
moradores da região, levantando a questão de gestão ambiental e preocupação sobre a
recuperação da praia.
Figura 14 – Destruição do calçadão da Praia de Ponta Negra devido à ação das marés.
Em busca de solucionar esses problemas, o poder público iniciou o processo para
elaboração plano de recuperação emergencial. Em 2013 foram realizadas obras de
reconstrução do passeio público e a construção do enrocamento de modo paliativo, para
que após estudo técnico fossem implantadas medidas definitivas.
43
4 MATERIAIS E MÉTODOS
Para o desenvolvimento do presente estudo adotou-se a estratégia metodológica
em que a execução dos trabalhos foi realizada em fases distintas (Figura 15), tendo como
sua primeira etapa a escolha do tema e da área de estudo.
Figura 15 - Etapas da metodologia aplicada ao trabalho.
4.1 TRABALHOS INICIAIS
A escolha do tema de trabalho e a área a ser estuda partiu da problemática sobre
os processos de erosão que estão modificando intensamente a paisagem da praia de Ponta
Negra e o esforço para sua manutenção e conservação, percebeu-se que existia a
necessidade de estudos voltados ao mapeamento geológico, buscando uma visão
integrada da zona costeira e área submersas adjacentes.
A segunda etapa consistiu no levantamento bibliográfico, que foi executado
durante todo o período da pesquisa, compreendendo a leitura de estudos já realizados
44
sobre aspectos geológicos, geográficos e oceanográficos sobre o tema deste trabalho,
encontrados em livros, tese e dissertações bem como trabalhos publicados em revistas
nacionais e internacionais.
As informações iconográficas foram obtidas a partir de:
Arquivos vetoriais disponível no geobank da CPRM;
Batimetria, a partir da SRTM30_PLUS;
Imagem digital do satélite Landsat 8 OLI_TIRS, nas bandas espectrais do
visível - infravermelho, orbita/ponto 214/64, de 15/07/20014.
4.2 TRABALHOS DE CAMPO
Previamente a etapa de coleta de sedimentos em campo foi realizado o
planejamento da malha amostral, com definição da localização dos pontos de interesse.
Foram realizadas 3 campanhas para a coleta de material sedimentar utilizando
uma embarcação equipada com GPS e-Trex da Garmin e equipamento de amostragem
pontual de superfície Van Veen.
No total foram coletadas 105 amostras (65 amostras em 2013, 13 amostras em
2014 e 27 amostras em 2016.
Posteriormente a coleta, cada amostra foi devidamente acondicionada em saco
plástico devidamente etiquetados.
4.3 TRABALHOS DE LABORATÓRIO
4.3.1 Tratamento prévio das amostras
A preparação das amostras, separação das alíquotas e as análises de carbonato
foram realizadas no Laboratório de Análise Ambiental, no Museu Câmara Cascudo
(LAA-MCC) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte. A análise granulométrica
por peneiramento foi realizada no Laboratório de Geografia Física (LabGeoFis/UFRN),
a quantificação da matéria orgânica foi realizada no Laboratório de Geoquímica/UFRN.
Inicialmente as amostras brutas foram lavadas utilizando-se de recipientes
contendo água destilada e subsequente repouso para decantação dos grãos (Figura 16). A
água foi retirada por sucção através de uma mangueira e uma seringa, sendo o sedimento
lavado novamente. Este procedimento foi realizado três vezes a remoção total dos sais.
45
Figura 16 – Lavagem das amostras.
Após a lavagem das amostras, os sedimentos foram transferidos para recipientes
de alumínio e secos. Os sedimentos de granulometria areia a cascalho foram secos em
placa aquecedora a uma temperatura 60ºC. Os sedimentos de granulometria silte e argila
foram congelados e posteriormente secas com uso do liofilizador (marca Liotop – modelo
L101), que elimina, por sublimação, apenas a água residual da amostra tornando-a seca
sem aderência. O processo de congelamento ocorre a -50ºC com pressão de 500 µHg
(Figura 17).
Figura 17– Secagem das amostras. A) Sedimentos de granulometria mais grossa foram secos utilizando
placa aquecedora. B) Sedimentos finos sendo secos no liofilizados.
Após a secagem, as amostras foram quarteadas, de forma a garantir boa
representatividade. Após o quarteamento, as amostras foram pesadas em balança analítica
e acondicionadas em recipientes plásticos nas seguintes quantidades: 10g para análise do
46
teor de carbonato, 10g para análise do teor de matéria orgânica e 100g para análises
granulométricas (Figura 18).
Figura 18- Processo de quarteamento. A) homogeneização da amostra. B) após a
separação da amostra em quatro (4) quartos, descarta-se dois (2) quartos. C) Alíquota de
100g separada para posterior analise da granulometria.
4.3.2 Granulometria
A determinação da composição granulométrica dos sedimentos foi realizada
segundo a metodologia de Suguio (1973). A análise foi realizada por peneiramento a seco
com o auxílio do agitador eletromagnético (Produtest) e com peneiras de diversas
aberturas de malha.
Cada amostra foi colocada sobre uma sequência de 12 peneiras sobrepostas em
ordem decrescente de abertura da malha dispostas em intervalos de ½ ɸ (phi). Esse
conjunto de peneiras tem as seguintes aberturas em milímetros (mm): 4 mm; 2mm; 1,41
mm; 1 mm; 0,72 mm; 0,500 mm; 0,350 mm; 0,250 mm; 0,180 mm; 0,125 mm; 0,090
mm; 0,063 mm (Figura 19). Na parte superior existe uma tampa que evita a perda de
sedimentos e na base se encaixa uma peneira “cega” denominada “pan”, cuja finalidade
é reter as partículas menores que a mais fina das peneiras.
47
Figura 19– Jogo de peneiras usada para obtenção da granulometria. À esquerda tabela de
transformação de unidades, de Phi (ɸ) para milímetros (mm).
O procedimento de vibração das peneiras durou 15 minutos, a uma potência de
vibração (reostato) de seis pontos, permitindo a seleção de grãos através da sequência de
peneiras.
Ao término do período de peneiramento cada peneira apresentava uma certa
quantidade de sedimento que ficou retida em sua malha. Esse material foi removido da
peneira com o uso de escova e pincel e posteriormente pesada em balança de precisão.
Após a pesagem de cada fração granulométrica, as alíquotas foram armazenadas em sacos
plásticos com as devidas identificações (número da amostra, peso e fração
granulométrica) (Figura 20).
Figura 20 – (A) Retirada dos sedimentos retidos na peneira. (B) Alíquotas retidas nas
peneiras, identificadas de acordo com a fração granulométrica.
48
4.3.3 Quantificação do carbonato
A preparação e classificação das amostras para à análise do teor de carbonato de
cálcio obedeceram aos procedimentos padrões conhecidos da literatura (e.g., LORING e
RANTALA, 1992).
Para a determinação do teor de carbonato de cálcio (CaCO3) as alíquotas de 10g
separadas por amostras foram colocadas em béquer, devidamente identificados e atacadas
com ácido clorídrico (HCl), diluído a 10%, a frio, sendo cada amostra totalmente
submersa no ácido.
Devido sua reação química que provoca efervescência, causada pelo
desprendimento de gás carbônico (CO2), os beques foram colocados em locais livre da
circulação de pessoas para que não houvesse casos de intoxicação.
Ao longo dos dias, mais ácido era colocado nos béqueres para observar se ainda
havia reação do ácido com o carbonato. O ataque durou em média três dias.
Após a eliminação completa do carbonato as amostras foram lavadas com água
destilada. Para esta etapa as amostras foram colocadas individualmente em filtros de papel
de 14 micrômetros com 18,5 cm de diâmetros postos em funis comuns, alocados em uma
estante, devidamente nomeados. Sob os funis, foram dispostos recipientes de vidro com
capacidade de 1 litro, para que coletassem a água que passava pelo filtro (Figura 21 A).
A água era adicionada até o completo enchimento dos recipientes, sendo este
procedimento repetido por três vezes.
Ao fim da lavagem as amostras foram colocadas em béqueres e postas para secar
à temperatura de 60º C pelo tempo necessário para que toda a umidade fosse eliminada
(Figura 21 B). Posteriormente, cada amostra foi pesada em balança digital analítica
(Celtac – FA-2104N) com sensibilidade de 0,0001g. O valor do carbonato foi obtido pela
diferença do peso inicial (10g) e peso final de cada amostra.
49
Figura 21- (A) Processo de lavagem das amostras. (B) Processo de secagem das amostras.
4.3.4 Quantificação da matéria orgânica
O método utilizado para a realização das medidas do teor de matéria orgânica total
está baseado na determinação da perda de peso do material, através da incineração da
amostra e queima total da matéria orgânica.
Para a determinação do teor de matéria orgânica as 10g pesadas anteriormente de
cada amostra, na fase de preparação da amostra, foram colocadas em cadinhos de
porcelana, e submetidas a altas temperaturas (600ºC) por um período de 5h, em forno
elétrico tipo mufla com faixa de ajuste de 100º C a 1.200º C.
Após a eliminação completa da matéria orgânica as amostras foram deixadas
esfriando. Em seguida as amostras foram secas em estufa a 60º C. Posteriormente, cada
amostra foi pesada em balança digital analítica (Celtac – FA-2104N) com sensibilidade
de 0,0001g. O valor da matéria orgânica foi obtido pela diferença do peso inicial (10g) e
peso final de cada amostra. Todo o procedimento de análise do teor de matéria orgânica
total foi executado no Laboratório de Geoquímica (DG) da UFRN.
4.4 TRABALHOS DE ESCRITÓRIO
4.4.1 Processamento dos dados
Os dados granulométricos e de carbonato foram inicialmente processados
utilizando-se o software SAG (Sistema de Análises Granulométricas), desenvolvido pela
UFF/LAGEMAR. O referido software classifica os sedimentos, através de parâmetros
estatísticos, quanto a média e segundo as metodologias propostas por Larsonneur (1977)
50
modificado por Dias (1996). Ainda foi acrescentada a classificação de Vital et al. (2005),
Folk (1954) e Folk and Ward (1957).
4.4.2 Integração e interpretação dos dados
Para a interpretação e análise dos dados fez-se necessário a confecção de mapas
temáticos sedimentológicos, utilizando o software ArcGis, além da integração com dados
batimétricos e sonográficos disponibilizados pelo Laboratório de Geologia e Geofísica
Marinha (GGEMMA).
51
5 RESULTADO E DISCUSSÕES
5.1 ANÁLISE SEDIMENTAR
5.1.1 Classificação a partir do Diâmetro Médio
A classificação de acordo com o diâmetro médio do grão, reflete o tamanho médio
de partículas que ocorrem com maior frequência no sedimento.
A partir das análises dos dados foi possível observar a ocorrência de 5 classes
(Figura 22), variando entre areia grossa (43%), areia média (34%), areia muito grossa
(12%), areia muito fina (5%) e silte (6%).
Figura 22 – Classificação pela média.
52
Fig
ura
23
- D
iâm
etro
méd
io d
os
grã
os.
53
Os sedimentos com a granulometria mais grossa (areia muito grossa e areia
grossa) encontram-se pobremente selecionados e estão presentes em toda a extensão da
área.
Os sedimentos com granulometria areia média são encontrados,
preferencialmente, próximos à costa até a isóbata de 10m.
Os sedimentos classificados como areia muito fina são encontrados em dois
pontos, sendo o primeiro nas proximidades do Hotel SERHS (PN_68 e PN_69), entre as
cotas batimétricas 5 a 10 metros. O segundo ponto encontra-se a uma distância média de
600 m do Morro do Careca, entre a linha de costa e a isóbata de 5m (PN_79, PN_83 e
PN_88).
As amostras de sedimentos de granulometria silte localizam-se a uma distância do
Morro do Careca de até 3 km no sentido sul-norte, e de até 2 km de distância da linha de
costa no sentido oeste-leste (Figura 23).
5.1.2 Classificação Textural de Folk (1954)
Os sedimentos são comumente classificados pelo tamanho dos grãos. Cascalho,
areia e silte podem ser subdivididos, de acordo com sua variação, pelos termos (muito)
grosso, médio e (muito) fino.
Folk (1954) criou um sistema de classificação textural para os sedimentos baseado
em dois diagramas triangulares, um principal, em que são representados
proporcionalmente os conteúdos percentuais de cascalho (>2 mm), de areia (2 mm a 63µ)
e lama (<63 µ), e outro complementar destinado a sedimentos finos.
De acordo com a classificação proposta por Folk (1954) foram identificadas 7
classes de sedimentos presente ao longo de toda a área de estudo, cuja a classificação foi
feita observando as frações mais grossas e finas. As amostras de sedimentos mais grossos
foram separadas nas seguintes classes: areia (4%), areia com cascalho (64%), areia
lamosa com cascalho (1,5%), cascalho arenoso (19%), e lama arenosa com cascalho
esparso (1,5%) (Figura 24).
54
Figura 24 - Classificação para sedimentos grossos da área de estudo.
E as classes para os sedimentos lamosos (PN_68, PN_69, PN_79, PN_80,
PN_83, PN_84, PN_88, PN_89), segundo a classificação proposta por Folk (1954),
foram: areia siltosa (4%) e silte arenoso (6%) (Figura 25).
55
Figura 25- Classificação dos sedimentos finos da área de estudo.
Observa-se que as classes de areia com cascalho e cascalho arenoso encontram-se
distribuídos ao longo de toda a área, aproximadamente após a isóbata de 5m até o limite
da área estudada. Verificou-se também, que cascalho arenoso é predominantemente
identificado entre as isóbatas de 5 e 10 m e após a isóbata de 30 m.
A ocorrência de sedimentos lamosos está restrita a porções mais rasas e próximo
ao Morro do Careca.
5.1.3 Seleção dos grãos
O desvio padrão é a medida de seleção dos grãos, portanto podemos dizer que
selecionamento é a descrição da distribuição dos tamanhos dos grãos no sedimento.
Sedimentos pobremente selecionados contém uma grande variabilidade no tamanho dos
grãos que os compõem, enquanto que bem selecionados indicam o inverso (NICHOLS,
2009).
56
Folk e Ward (1954) desenvolveram uma escala qualitativa para descrever o grau
de seleção dos sedimentos (Tabela 1).
Tabela 1 - Limites de classificação do grau de seleção.
Desvio padrão (seleção) (σ) Grau de selecionamento
< 0,35 Muito bem selecionado
0,35 – 0,5 Bem selecionado
0,5 – 1,0 Moderadamente selecionado
1,0 – 2,0 Pobremente selecionado
2,0 – 4,0 Muito pobremente selecionado
> 4,0 Extremamente mal selecionado
A frequente generalização de que selecionamento aumenta com o transporte é em
muitos casos simples, devido ao fato de que o diâmetro médio dos sedimentos muda com
o transporte, e o aumento da seleção é unicamente dependente da diminuição do diâmetro
médio, não da distância (FOLK E WARD, 1957).
Sedimentos de praias e dunas são moderados a bem selecionados, enquanto que
sedimentos de rios são moderadamente a pobremente selecionados. (MARTINS, 2003).
O grau de seleção das amostras estudadas é bem variado. 53% apresenta seleção
extremamente mal selecionada a pobremente selecionada, seguido por 27% com seleção
moderada, e 20% com seleção variando de muito bem selecionada a bem selecionada
(Figura 26).
57
Figura 26 – Grau de seleção dos grãos.
5.1.4 Assimetria
Friedman (1961) afirma que a assimetria da curva para areias de dunas é
geralmente positiva e para as areias de praias são geralmente negativas A existência de
sedimentos com curva assimétrica positiva na área pode ser explicada pelo aporte de
sedimentos do Moro do Careca, os quais são transportados para a praia e ao longo da
linha de costa.
A escala qualitativa para a classificação das amostras segundo o grau de assimetria
é descrita na Tabela 2.
Tabela 2 – Limites de classificação da assimetria.
Assimetria Grau da tendência assimétrica
-1,00 a -0,30 Muito negativa
-0,30 a -0,10 Negativa
-0,10 a +0,10 Aproximadamente simétrica
+0,10 a +0,30 Positiva
+0,30 a +1,00 Muito positiva
58
Quanto a assimetria das amostras analisadas, pode-se observar que 21% das
amostras apresentam curva de distribuição dos sedimentos aproximadamente simétrica.
49% apresentam-se com assimetria negativa a muito negativa, enquanto 30% apresentam
uma curva assimétrica positiva a muito positiva (Figura 27).
Figura 27 – Grau de deformação da curva de frequência simples (Assimetria).
5.1.5 Curtose
A curtose pode ser utilizada como parâmetro para diferenciação de ambientes. Ela
mede o grau de agudez dos picos nas curvas de distribuição de frequência. As
distribuições leptocúrticas representam sedimentos unimodais, ou seja, um sedimento
relativamente bem selecionado na parte central da distribuição, representando um
ambiente de maior energia hidrodinâmica. Por outro lado, as distribuições platicúrticas
correspondem a sedimentos bimodais ou polimodais, ou seja, indicando ambiente de
baixa movimentação energia hidrodinâmica (BARROS, 2003).
A escala qualitativa para a descrição do grau de agudez é descrita na Tabela 3.
59
Tabela 3 – Limites de classificação da curtose.
Curtose Grau de agudez
< 0,67 Muito platicúrtica
0,67 a 0,90 Platicúrtica
0,90 a 1,11 Mesocúrtica
1,11 a 1,50 Leptocúrtica
1,50 a 3,00 Muito leptocúrtica
>3,00 Extremamente leptocúrtica
As análises das curvas de distribuição dos sedimentos coletados mostraram que
57% das amostras apresentam uma curva de distribuição extremamente leptocúrtica a
leptocúrtica, 17% das amostras com curva platicúrtica, e 26% das amostras com curva
classificada como mesocúrtica (Figura 28).
Figura 28 – Curtose dos grãos.
60
5.1.6 Teor de carbonato e matéria orgânica
O teor de carbonato aumenta na direção offshore, comprovando o caráter misto da
plataforma. Os sedimentos siliciclásticos estão predominantemente concentrados em
profundidades inferiores a 10m, enquanto que os sedimentos bioclásticos encontram-se
em profundidades superiores a 10m (Figura 29).
O teor de matéria orgânica nos sedimentos varia de 1 a 19%. Os menores valores
de matéria orgânica (1% a 5%) estão geralmente associados com amostras de baixo teor
de carbonato de cálcio (1% a 45%), e estão localizadas próximo a linha de costa em
profundidades inferiores a 10m. As maiores concentrações de matéria orgânica são
encontradas em profundidades superiores a 10m, afastando-se da costa (Figura 30).
Segundo Freire et al. (2004) essa distribuição dos teores de matéria orgânica seria
explicada pela presença de algas calcárias vermelhas e verdes (Lithothamnium sp. e
Halimeda sp) ao longo da costa até a borda da plataforma e baixo conteúdo siliciclástico.
61
Fig
ura
29
– D
istr
ibuiç
ão d
o c
arb
onat
o d
e cá
lcio
.
62
Fig
ura
30
– D
istr
ibuiç
ão d
a m
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ia o
rgân
ica.
63
5.2 CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA
A classificação aqui adotada foi a de Freire et al. (1997) adaptada de Dias (1996),
modificada por Vital et al. (2005).
Os sedimentos foram classificados em 13 fácies conforme Quadro 1. Entretanto
apenas as 9 fácies principais foram representadas na Figura 31.
Quadro 1 - Classificação faciológica de Freire et al. (1997, modificada por Vital et al. (2005)
para amostras do substrato plataformal do NE brasileiro.
NÚMERO DE FÁCIES
NÚMERO DE AMOSTRAS
CLASSIFICAÇÃO DOS SEDIMENTOS
1 8 Areia Siliciclástica com grânulos
2 28 Areia Siliciclástica
3 5 Lama Terrígena
4 2 Areia Silici-bioclástica com grânulos
5 4 Areia Silici-bioclástica
6 2 Marga arenosa
7 2 Areia Bio-siliciclástica com grânulos
8 5 Areia Bio-siliciclástica
9 9 Areia Bioclástica
10 31 Areia Bioclástica com grânulos
11 3 Cascalho Silici-bioclástico
12 5 Cascalho Bioclástico
13 1 Lama Calcária
A fácies areia silicilcástica ocorre preferencialmente próximo à costa em
profundidades inferiores a 8m, com predomínio de areia média, bem a moderadamente
selecionada, com presença de algas calcárias e foraminíferos.
A fácies areia silici-bioclástica ocorre na transição entre areia siliciclástica e areais
bioclásticas, entre 8 a 10 m de profundidade, e uma faixa entre 11 e 12 m. Essa fácie
apresenta granulometria areia média e selecionamento muito pobre, com presença de
algas calcarias, foraminíferos, espinho de equinoderma e moluscos.
A fácie areia bio-siliciclástica ocorre na transição entre areia siliciclástica e areais
bioclásticas, entre 8 a 10 m de profundidade, ocorrendo também, uma pequena faixa à
11m de profundidade. Composto por areias médias a grossa, pobremente selecionado.
A fácies areia bioclástica ocorre após a isóbata de 10m até a isóbata de 50m.
Apresenta uma seleção dos grãos de moderada a pobre, sendo composta pela
64
granulometria areia média a grossa, com presença de algas calcárias e foraminíferos,
moluscos e equinodermas.
A fácies cascalho bioclástico ocorre próximo a isóbata de 15m, enquanto que a
fácies cascalho silici-bioclástico ocorre próximo à costa entre as isóbatas de 5 e 10 m,
com grãos grossos e extremamente mal selecionados.
A fácies marga arenosa ocorre a uma distância de 2 km do Morro do Carena no
sentido sul-note. Os sedimentos são de granulometria silte e pobremente selecionados.
A fácies lama terrígena ocorre próximo à linha de costa, entre o Morro do Careca
e o Hotel SERHS, em profundidades inferiores a 10m. Os grãos são muito finos, com
seleção moderada a bem selecionada com presença de matéria orgânica.
A fácies lama calcária está localizada em frente ao Hotel Ocean Palace (Via
Costeira), a uma distância de 2 km a norte do Morro do Careca, e observa-se presença de
algas, foraminíferos e equinodermas.
65
Fig
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31
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Po
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Neg
ra.
66
5.3 INTEGRAÇÃO DA ANÁLISE SEDIMENTAR E ANÁLISE TEXTURAL EM
DETALHE – SONAR DE VARREDURA LATERAL E BATIMETRIA
Na região de estudo, apenas o uso de imagens de satélite não proporciona uma
visualização clara do fundo da plataforma continental, porém, com uma análise integrada
dos dados de batimetria, imagem de satélite e perfis de inclinação pode-se afirmar que a
plataforma continental é uma área rasa e plana até a sua quebra, que ocorre a cerda de 20
km da costa, aproximadamente na isóbata de 30 m (Figura 32 e 33).
Com intuito de melhor entender a região da plataforma continental, foi realizado
a integração dos dados sedimentares e geofísicos (batimetria mono e multifeixe,
sonografia). Esta integração possui um maior detalhamento na porção sudoeste (SW) da
área de estudos (Figura 34).
Figura 32 - Dados batimétrico 3D da plataforma continental adjacente a área de estudo.
67
Fig
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33
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68
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69
Com base na sonografia e batimetria, foi possível identificar 3 bancos
sedimentares (B1, B2 e B3) e um canal com profundidade máxima de aproximadamente
11,5 m (Figura 35), e afloramentos da Formação Barreiras. Pereira (2016) identificou um
aglomerado rochoso na parte sul da área de integração.
Os bancos sedimentares apresentam volumes de 77,83 mil m3 para B1, 120 mil
m3 para B2, e 7,9 milhões de m3 para B3, aproximadamente.
A análise sedimentologica dos bancos sugere que B1 e B2 são formados por
sedimentos siliciclásticos de granulometria areia muito fina, e B3 é formado por uma
combinação de sedimentos siliciclásticos e bioclásticos com granulometria areia média a
grossa.
Para qualquer projeto de engordamento praial, o material de empréstimo deve ser
similar a distribuição granulométrica dos sedimentos nativos da praia ou mais grossos
(DEAN, 2002; STAUBLE, 2005). No caso de Ponta Negra, os sedimentos encontrados
são predominantemente areia siliciclástica de granulometria fina na antepraia e de
granulometria areia média no estirâncio e pós-praia (CHACON, 2013; MEDEIROS,
2015).
Comparando os sedimentos do sistema praial com os sedimentos encontrados na
plataforma continental adjacente a área estuda, conclui-se que em relação a composição
dos sedimentos, os bancos 1 e 2 podem ser usados para o engordamento praial.
Para o banco 3, devido sua mistura de sedimentos siliciclásticos e bioclásticos,
faz-se necessário uma análise qualitativa e quantitativa dos sedimentos bioclásticos, a fim
de avaliar sua compatibilidade com os sedimentos da praia.
De maneira geral, para julgar a real potencialidade do uso destes bancos como
fonte de granulados no engordamento da praia de Ponta Negra, faz-se necessário mais
estudos com maior nível de detalhe, utilizando-se sondagens com “jet probe” e perfis
sísmicos (sparker). Os resultados servirão também, para confirmar a fácies
sedimentologica e sua composição textural, possibilitando a determinação qual material
de preenchimento é mais estável e o mais adequado ao ambiente.
Na área do Morro do Careca é observado a deposição de sedimentos mais finos
(silte a areia muito fina), que podem ter sua origem ligada ao aporte de sedimentos
provenientes das dunas proximais (AMARO et al., 2012). A pouca remobilização dos
sedimentos pode ser devido a hidrodinâmica local, que é influenciada pela declividade
mais suave do substrato marinho e pelo promontório rochoso que circunda o Morro do
Careca, ambos, servindo como proteção natural à ação das ondas e correntes.
70
Esse promontório rochoso refrata o trend de ondas oriundo de ESSE,
predominante na região, modificando seu ângulo de incidência com a linha de costa
(ALMEIDA et al., 2015). Isso promove, em algumas ocasiões, uma corrente de deriva
para sul, contrária a observada em porções mais afastadas do promontório (ALMEIDA et
al., 2015). Desta forma, a altura das ondas e a velocidade da corrente são reduzidas
tornando as proximidades do Morro do Careca hidrodinamicamente mais calmas que suas
adjacências.
Na direção offshore, aproximadamente após a isóbata de 8 m, há um aumento na
granulometria dos sedimentos, nos quais a fração mais grossa (cascalho e areia grossa)
são formadas por fragmentos de conchas e corais.
É descrito na literatura que o conteúdo de carbonato e matéria orgânica são
parâmetros tidos como inversamente proporcionais, sendo este parâmetro diminuído a
medida em que se aumenta o teor de carbonato (HAUCKET et al. 2012, STEIN et al.,
1986, TSELEPIDES et al., 2000). Elevados teores de matéria orgânica são comumente
associados a sedimentos de granulometria muito fina e ambientes onde a concentração de
nutrientes é elevada (BUDZINSKI et al., 1997; BURONE et al., 2003; HU et al., 2012;
HU et al., 2013; ZHANG et al., 2014; ZHAO et al., 2016). Entretanto a partir da isobata
de 10 m, há um aumento no teor da matéria orgânica e no teor de carbonato de cálcio.
Essa particularidade pode ser explicada pelo progressivo aumento da presença de algas
calcárias vermelhas e verdes (Lithothamnium sp. e Halimeda sp.) como observado por
Freire et al. (2004) e Lacerda et al. (2006).
Na região do canal os sedimentos são de granulometria areia média e apresentam-
se muito bem a bem selecionadas, podendo indicar uma área de condições hidrodinâmica
estáveis. Nas bordas do canal ocorrem sedimentos moderadamente selecionados de
granulometria areia grossa.
71
Figura 35 – Integração dos dados sonográficos e sedimentares. Localização das feições de canal,
e dos bancos de sedimentos B1, B2 e B3.
Nos dados sonográficos, observa-se a existência de diferentes faixas de
reflectâncias acústicas. As faixas que exibem refletância nula a baixa estão relacionadas
a sedimentos de granulometria silte e areia muito fina, enquanto que intensidades de
reflectância entre intermediário a muito alto estão relacionadas a granulometria areia
média a muito grossa.
Em algumas regiões ocorrem faixas onde predominam reflectâncias acústicas de
intensidades nula e baixa, paralelas e perpendiculares a linha de costa (PEREIRA, 2016),
indicando que suas formações são provenientes do transporte de sedimentos relacionado
a correntes, entretanto de direções distintas (i. g. correntes de maré e deriva litorânea)
(ALMEIDA et al., 2015 e AMARO et al., 2012) (Figura 36).
72
Figura 36 - Distribuição dos padrões nulo e de baixa reflectância perpendiculares (A), e paralelas
a linha de costa (B). Fonte: Pereira, 2016.
Na região de estudos, ocorre uma gradação na granulometria dos sedimentos
variando de silte e areia muito fina, nas proximidades do Morro do Careca, a areia grossa
e muito grossa na porção mais a norte da área. Essa transição pode ser explicada pela ação
conjunta das correntes de deriva litorânea (sul-norte) e de ondas (leste-sudeste) (SOUZA,
1980; Ribeiro, 2014; ALMEIDA et al., 2015), que promovem transporte dos sedimentos
no sentido de sul para norte.
Devido as forçantes atuantes no sistema praial e plataformal da área, os
sedimentos são constantemente erodidos, transportados e depositados em outros sítios
(WRIGHT e SHORT, 1984). Na área, essa interação pode ser observada através da
comparação temporal de dados batimétricos na plataforma rasa e planialtimétricos do
sistema praial (BARBOSA, 2015; CHACON, 2013; MEDEIROS, 2015).
Para a região do Canal (Figura 35), foi realizado o cálculo da velocidade critica
média (Figura 37) necessária para colocar os sedimentos em movimento (HEISE et al.,
2010; VAN RIJN, 1984).
73
Figura 37 – Fórmulas para cálculo da velocidade crítica. Fonte: VAN RIJN, 1984.
A partir das características dos sedimentos do canal, que apresentam o diâmetro
médio entre 0,359 mm a 0,502 mm para os sedimentos siliciclástico, o valor encontrado
para a velocidade crítica média oscila entre 0,0137 a 0,0154 m/s (Quadro 2).
Quadro 2 - Velocidade crítica média para os sedimentos siliciclástico da região do canal.
Comparando os dados de velocidade critica média dos sedimentos siliciclástico
identificados na região do canal e os valores de velocidade mediana da corrente
encontrados por Ribeiro (2014) na área de estudos, no qual seria de 0,128 m/s no verão,
AMOSTRAS X Y Phi Média Fácies D50 D* θcr Ucr
PN_61 260234 9352078 1,3922 Areia média Areia siliciclástica 0,380978 9,446897 0,033262 0,013927
PN_62 260702 9351764 1,3100 Areia média Areia siliciclástica 0,403322 10,00094 0,03207 0,014071
PN_63 260358 9351450 1,3998 Areia média Areia siliciclástica 0,378981 9,397373 0,033374 0,013914
PN_64 260504 9351340 1,4313 Areia média Areia siliciclástica 0,370795 9,194394 0,033843 0,01386
PN_65 260544 9351890 1,3937 Areia média Areia siliciclástica 0,380575 9,436903 0,033284 0,013925
PN_90 260311 9351235 1,3844 Areia média Areia siliciclástica 0,383061 9,498551 0,033146 0,013941
PN_91 260152 9352092 1,4752 Areia média Areia siliciclástica 0,359677 8,918707 0,034509 0,013784
PN_95 261158 9351214 1,2895 Areia média Areia siliciclástica 0,40908 10,14373 0,031728 0,014095
PN_96 261062 9351976 0,9915 Areia média Areia siliciclástica 0,502958 12,47155 0,031079 0,015469
74
seguida por 0,093 m/s na primavera e 0,08 m/s no outono, podemos afirmar que a força
das correntes na região são suficientes para promover o transporte de sedimentos.
A análise dos dados batimétricos confirma balanço sedimentar negativo na
plataforma continental rasa. Essa afirmação também se baseia na observação do aumento
da profundidade do canal em 1,5 m em um intervalo de dois anos e meio (BARBOSA,
2015). O balanço sedimentar negativo também é observado na linha de costa (CHACON,
2013; MEDEIROS, 2015) (Figura 38).
O cálculo do transporte litorâneo na praia de Ponta Negra indica que o vo1ume de
sedimento transportado anualmente ao longo da costa de Natal é da ordem 700.000
m3/ano, para áreas abrigadas, a 1.400.000 m3/ano para regiões mais expostas (SOUZA,
1980; ARAÚJO, 2015).
A maior parte do material, cerca de 70%, é transportado em suspensão próximo à
arrebentação, estando os outros 30% distribuídos ao longo do perfil, sob o regime de
arrasto (SOUZA, 1980).
Figura 38 – Comparação dos mapas batimétricos da área de estudos em dezembro de 2011 e julho de
2014. Fonte: Barbosa, 2015, p. 39.
Observa-se ainda, que nas proximidades da quebra da plataforma os sedimentos
são predominantemente pobremente selecionados e de baixa movimentação sedimentar,
sendo este último interpretado pelo resultado da interpretação dos valores de curtose.
75
6 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
Neste trabalho buscou-se produzir e interpretar dados sobre a plataforma
continental e sua interação com a zona costeira, fornecendo subsídios para elaboração de
estratégias eficazes, quanto a gestão ambiental para a área.
Os sedimentos da praia de Ponta Negra, são constituídos principalmente por grãos
de quartzo e fragmentos bioclásticos, predominantemente nas frações areia grossa a areia
média.
Observa-se ainda, ocorrência de granulometria areia muito fina a silte na porção
sul da área, próxima a linha de costa. Esse fato deve-se à contribuição de sedimentos
advindos do Morro do Careca, além da influência do promontório rochoso circundante à
duna que serve de proteção natural à ação das ondas e correntes, tornando a região
hidrodinamicamente mais calma do que a encontrada no restante da área.
De acordo com os dados sedimentológicos, quanto a distribuição espacial dos
sedimentos, pode-se confirmar o caráter misto da plataforma continental, no qual os
sedimentos siliciclásticos predominam na porção mais rasa da plataforma, próxima a
linha de costa, aproximadamente até a isóbata de 10 m. Os sedimentos bioclásticos
encontram-se, predominantemente, distribuídos após a isóbata de 10 m em direção ao
talude.
Na área de estudo, os teores de matéria orgânica e de carbonato de cálcio
aumentam na direção costa afora. Apesar de incomum em sedimentos da plataforma
continental, a correlação entre o aumento do teor de matéria orgânica e a elevação do teor
de carbonato de cálcio está diretamente relacionada com a presença de algas calcárias ao
longo da costa até a borda da plataforma e o baixo fornecimento de sedimentos
siliciclástico.
Fazendo uma análise interdisciplinar, integrando-se dados batimétricos,
hidrodinâmicos, imagens de satélites, dados sonográficos e sedimentológicos, foram
identificadas diferentes formas de fundo, tais como: bancos de sedimentos, aglomerado
rochoso, e um canal.
Os bancos de sedimentos podem ser considerados como fonte de empréstimo para
alimentação da praia, porém é necessário um estudo detalhado sobre sua composição e
avaliação de compatibilidade com os sedimentos naturais da praia de Ponta Negra, além
do efeito de sua retirada sobre a hidrodinâmica local.
76
O estudo demostra que existe um balanço sedimentar negativo na região,
ocorrendo transporte de sedimentos de sul para norte. Essa afirmação é confirmada pela
correlação entre as características dos sedimentos siliciclásticos, através do cálculo de
velocidade critica média, e a velocidade de corrente média local.
A presença de afloramentos da Formação Barreiras na plataforma confirma a
natureza faminta desta, e atesta que a carência no suprimento de sedimentos é a principal
causa de erosão na praia de Ponta Negra.
A erosão é sentida na região da plataforma rasa, próxima a costa, com verificada
aumento da profundidade do canal, constatada através de uma análise temporal de dados
batimétricos. Este fenômeno erosional também pode ser verificado em alguns pontos no
sistema praial.
Outro fator que contribui para a erosão na região é a influência do processo de
urbanização, que gerou uma ocupação desordenada do pós-praia, que alterou a dinâmica
do transporte de sedimentos, bloqueando o aporte de sedimentos proveniente das dunas
para faixa de praia.
As mudanças do cenário ambiental impactam a região de modo negativo tanto
social, ambiental como econômico. Deste modo deve-se estudar a região de maneira
incisiva, com levantamento de dados técnicos interdisciplinares, buscando entender a
interação entre os fatores geológicos, hidrodinâmicos e antrópicos para que se possa
conhecer o comportamento da linha de costa no espaço-tempo, bem como os causadores
de sua modificação.
Sugere-se a realização de novas campanhas para coletas de sedimentos
superficiais e de subsuperfície, de modo a obtermos uma melhor compreensão dos
parâmetros granulométricos, da origem dos sedimentos e distribuição da fácies
sedimentar; contribuindo para análise de viabilidade do uso dos bancos sedimentares
como área de empréstimo e sedimentos para alimentação da praia.
Também é recomenda a realização de um levantamento geofísico em outros
pontos da área para o reconhecimento de feições geológicas, possibilitando uma melhor
compreensão do substrato da plataforma continental, importante elemento para estudos
sobre a zona costeira.
Essas informações contribuem como base de dados para o desenvolvimento de
modelagens numéricas, possibilitando a criação de cenários futuros e avaliação nas
mudanças no ambiente dando suporte aos gestores públicos nos processos de tomadas de
decisões.
77
Buscando minimizar os impactos negativos do avanço do mar e a erosão no local,
o Poder público implantou de forma emergencial o projeto de enrocamento. Porém esta
medida é apenas o primeiro passo do planejamento, que visa elaboração de medidas
técnicas definitivas (ou em uma escala de tempo que seja economicamente viável, e.g. a
partir de cinco anos) para recuperação da área. Essas medidas tentam evitar que o
potencial turístico seja afetado, além de desvalorização imobiliária e perda de valor
paisagístico, afetando assim a economia local.
Para a escolha da melhor abordagem almejando a reconstrução, conservação e
manutenção da área deve levar em consideração o investimento financeiro das obras, que
muitas vezes apresentam um custo elevado, além de necessitar de manutenções periódicas
que também precisam de aporte de capital.
Sugere-se avaliar a função ecologia, social e econômica da área, com o intuito de
associar valores monetários aos seus serviços, permitindo assim uma análise comparativa
entre custos necessários de investimento para a recuperação e manutenção da área, e o
valor dos serviços ecossistêmicos que ela proporciona.
Na tomada de decisão deve-se levar em consideração a capacidade de pagamento
(recursos financeiros) para o investimento, o possível impacto socioeconômico pela perda
dos serviços ecossistêmicos, e o ganho econômicos após a recuperação da área.
78
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ANEXOS I
COASTAL EROSION ON A NORTHEASTERN BRAZILIAN
BEACH: A RESPONSE OF SHELF SEDIMENT STARVATION?
Cecilia Alves de Oliveira, Helenice Vital, André G. Aquino da Silva, Tiago Rafael de
Barros Pereira e Moab Praxedes Gomes
ABSTRACT
The coastal morphology is constantly changing due to the interaction of natural and
anthropic processes. Sometimes the actions of these processes in the shoreline can cause
problems of erosion, inducing environmental impacts and socioeconomic losses. In order
to be able to act in a preventive manner it is necessary to have a detailed understanding
of natural factors that act on the coastal morphodynamics: how is the morphology of the
shelf and what are the sediments covering the shelf? What are the main factors responsible
for the erosion on this area? To answer these questions, we use an integrated data set
composed of remote sensing images, hidroacustic survey (single- and multi-beam
batimetry and side scan sonar), sediment samples and scuba dive confirmation. The
sediment samples were analyzed for grain size, texture and composition. Integrated these
data to satellite images, as well as meteorological and physical oceanography
informations from literature. The results indicate that the shelf around Ponta Negra is very
shallow (~40 m depth), narrow (~20 m wide), and covered mainly by coarse (43%) and
medium (34%) sands. Siliciclastic sediments are found near the shoreline, while the
bioclastic sediments occur predominantly after the 10 m isobath. Carbonate content
increases with depth as well as the organic matter. Exhibition of Barreiras Formation
outcrops on the shelf attests the sediment starvation, induced by wave energy and current
velocity and sediments supply. These information need be considered when preparing
mitigation plans.
KEY-WORDS: COASTAL EROSION, SEDIMENTOLOGY, CONTINENTAL
SHELF
89
90
1 INTRODUCTION
Classified as a passive or Atlantic type the northeast Brazilian continental shelf
varies considerably in shape and width. It is mostly very narrow, an average width of 50
km (LEÃO and DOMINGUEZ, 2000).
Sediment supply varies considerably along Brazil tropical coast and local relief,
climate and presence of rivers control it (MILLIMAN and MEADE, 1983; MILLIMAN
and SYVITSKI, 1992; DOMINGUEZ and BITTENCOURT, 1996; MILLIMAN and
FARNSWORTH, 2011).
Besides the effect of climate on sediment supply to the drainage basins, in the
coastal zone it controls the distribution of eolian deposits. In Brazil, active coastal dunes
are restricted to those áreas where more than three consecutive dry months occur during
a year. These conditions met along the northern coast, where large dune fields are occur.
(LEÃO and DOMINGUEZ, 2000).
On the north/northeast Brazilian continentl shelf, Kempf et al. (1967)
distinguished four diferente bottom types: mud, sand, calcareous algae and organogenic
material. The continental shelf of Rio Grande do Norte, located “in corner of Brazilian
coast” is subdivided into eastern coast and northern coast. However, most of the
investigations of this shelf have been limited to the northern coast (e.g. VIANNA et al.,
1991; TESTA and BOSENCE, 1998 and 1999; TABOSA et al., 2007; VITAL et al., 2005
and 2008; GOMES et al., 2014 and 2015). The few studies on the eastern coast indicate
a very narrow shelf with a width average of 30 km and low gradiente up to 0.5, which is
predominantly bioclastic sediments (MARTINS and COUTINHO, 1981; VITAL et al.,
2010; VITAl, 2014).
The textural variations in coastal sediments may related to variations of wave
energy, transport rates and the influence of different sediment sources along the beach
(KOMAR, 1998).
The investigation of the sedimentary processes based on the gran size analyzes
has been used to understand the seasonal dynamics of recent coastal sedimentary
environments (MARINO et al., 2013). The sedimentary analysis aims support the
correlation between the texture characteristics of the sediments and the different
environments that makes up the depositional dynamics, as well as to establish parameters
that can used to identify and characterize the environment (SUGUIO, 1973).
91
According to Mclaren (1981) the mean grain size, sorting and skewness of a
sedimentary deposit depend on the sediment grain size distribution of its source, as weel
as the sedimentary processes. In a system of related environments, these trends can be
used to identify both the probable source and the probable deposit, hence, suggest the net
sediment transport paths among sedimentary deposits.
This work focuse on the eastern portion of the Brazilian tropical continental
ajacent to the State of Rio Grande do Norte, which has been subject of strong coastal
erosion events. In 2012 there was a big swell that destroyed parts of the sidewalk of Ponta
Negra beach (Figure 1), compromising the structure and putting at risk the visitors.
Figure 1 –Sidewalk of Ponta Negra beach after big sweel. Photo: Helenice Vital, 2013.
Previous studies (e.g VITAL 2006; VITAL et al. 2006 and 2016) attempted to
infer the main causes for the coastal erosion in Rio Grande do Norte State, which
according to these authors, are related to:
1. Coastal Hydrodynamics,
2. Holocene evolution of the coastal plain,
3. Inefficient sediment supply,
92
4. Construction of concrete structures close to, or at the shoreline, and
5. Tectonic factors.
The objective of this paper is to integrate sedimentologic data, satellite images,
hydrocustic data (single- and multi-beam, side scan sonar) to analyse a portion of
northeastern continental shelf adjacent to Ponta Negra beach. These data intagration will
provide a better understanding of the space and temporal heterogeneity of the continental
shelf’s, as well as indicate the main causes for the coastal erosion in this area. Therefore,
this understanding will assist decision makers on the choice of adequate approaches for
coastal zone management.
Information about seabed conditions, predominant bottom features, distribuition
of sediment facies, and morphodynamics studies can help identifying areas predisposed
to erosion processes. It also helps management of the living and non-living resources of
the region, as well as inform about the potential for exploitation of mineral resources.
2 Study Area
The area is located on the eastern coast of Rio Grande do Norte State in the city
of Natal. This survey was carried out in the continental shelf adjacent to the beach of
Ponta Negra (Figure 2).
93
Figure 2- Study area. Red circles represent sediment samples. Black and red lines represent respectively
single-beam and interferometric acquisition.
The area is characterized by rainy periods ranging from March to July, and periods
of lower rainfall from October to December, with an average annual precipitation of 1600
mm. Temperatures oscillate between 22, 8 ° C and 29,4 ° C, which in July milder
temperature occur. The prevailing winds directions are from southeast, with maximum
wind speed ocurring in the months of September and October (mean values around 5.2
m/s). These winds are responsible for generate S to N longshore current, which is
responsible for most of the sediment transport (VITAL et al., 2006).
Pianca et al. (2010) reported that for the eastern Rio Grande do Norte coast,
dominant wave directions are from the E during the spring, summer, and autumn, with
dominant heights ranging between 1 and 2 m with periods of 6–8 s. During the winter,
the dominant direction is SE. The highest waves are observed from the SE and generally
have heights of 2–3 m, with a maximum wave height of 4.3 m. The longest periods vary
from 16 s in the autumn, to 21 s in spring.
Inner shelf currents flow mainly towards north, with low directional variability
during the seasons. Stronger currents (>0.20 m s−1) occur during summer and autumn.
Longshore currents mainly flow north, but ocassionally reverse to the south. Trajectories
computed for virtual drifters illustrate northward residual currents, parallel to the
94
coastline and with trajectories that range from 150 to 320 km in different seasons. Coastal
currents change direction owing to tides in the cross-shelf direction, which steer the flow
towards and against the coast. The sea level subtidal component is well correlated to
winds, but demonstrate very low amplitudes. Spectral analyses indicate that alongshore
currents have more energy in the meteorological (~15 %) and low frequency (>50 %)
bands, while cross-shore currents are dominated by semi-diurnal (>28 %) tides
(RIBEIRO et al., 2017).
3 Material and Methods
The shelf study area was mapped using an integrated database composed of
surface sediments samples, satélite images and hydroacousti data (single- and multi-beam
bathymetry, side scan sonar).
Hydroacustic data were collected onboard fishing boats with an Odom
Hydrographic System (single-beam) operating with a frequency of 200 kHz, and an
EdgeTech 4600 integrated interferometric system which records simultaneously high
resolution multi-beam bathymetry and side scan sonar, operating at 540. Positioning for
all measurements was done by differential GPS. Data processing was performed using
the software Hypeck for single- and multi-beam bathymetry data. Side scan sonar data
was processed using SonarWiz software. The definition of the swath percentage was
based on visual inspection of the backscatter intensity of the far beams in relation to the
near beams, when imaging the same textural sediment type. Moreover, it was used the
bottom tracking tool to eliminate the blank area at nadir. The side scan sonar mosaics was
done once reflectance tones were adjusted to initiate seabed textural classification). The
validation of the textural classification was done using sediment samples.
Sediment samples (105 samples) were collected using a Van-Veen grab samples
and scuba diving. Sample preparation for sedimentologic analyses involved standard
procedures well know from the literature (e.g. LORING and RANTALA 1992). Grain
size measurementes were dry sieved using an interval of ½ ɸ (phi). Statistical parameters
of the studied sediments were analyzed and defined according to the SAG Software,
developed by UFF / LAGEMAR, and the sedimentar facies were classified according to
Folk (1954) and Larsonneur (1977) modified by Vital et al., 2005 and 2008.
Remote-sensing image used was a Landsat8 technology, on a moderate-resolution
scale (30 m). All data were integrated through a GIS database.
95
4 Results and Discussion
Data analysis revealed the occurrence of 5 classes, ranging from coarse sand
(43%), medium sand (34%), very coarse sand (12%), very fine sand (5%) and silt (6%)
(Figure 1).
According to the classification proposed by Folk (1954), sediment samples were
divided into the following classes: sand (4%), gravelly sand (64%), gravelly muddy sand
(1.5%), sandy gravel (19%), gravelly sandy mud (1.5%), silty sand (4%) and sandy silt
(6%).
It observed that gravelly sand and sandy gravel are distributed along the whole
area; format the vicinities of the 5 m isobath until the east limit of the studied area. It was
also verified that sandy gravel is predominantly identified between the 5 m and 10 m
isobaths and after the 30 m isobath.
The sediments with medium sand grain size are found, preferably, near the coast
up to the 10 m isobath.
The sediments classified as very fine sand are found in two points, the first one
occurs between the 8 m and 10 m isobaths (PN_68 and PN_69), and at an average distance
of 4 km from Morro do Careca (Figure 2). The second point is between the shoreline and
the 5 m isobath (PN_79, PN_83 and PN_88); at an average distance of 600 m from Morro
do Careca.
Silt grain size are located at a distance from Morro do Careca up to 3 km in the
north direction, and up to 2 km away from the shoreline in the east direction. Scuba dive
show that it is associated to Barreiras Formation outcrops. This unit is a Cenozoic (early-
midlle Miocene) sandy-clayey sediment, well exposed on the coast, deposited by fluvial
and marine influenced systems.
Analyzing the sorting statistical parameters (standard deviation), asymmetry and
kurtosis, we can affirm that:
There is a significant variation in sorting. Fifty three percent of samples are
extreamly poorly sorted to poorly sorted, followed by 27% with moderate sorting, and
20% ranging from very well-to-well sorted.
With regard to the asymmetry, 49% of the samples present negative asymmetry,
which is indicative of beach environment, while 30% presents a positive asymmetry
curve, which could be explained by the influence of sedimentary contribution of the local
96
dunes (i.e. Morro do Careca), and 21% of the samples present a sediments distribution
curve approximately symmetrical.
The analysis of the sediment distribution curves show that 57% of the samples
present an extremely leptokurtic distribution curve to leptokurtic, indicating deposition in
high energetic environments. Twenty six percent of the samples are mesokurtic and 17%
of the samples presented platykurtic curvature, which may represent deposition in low
energetic environments, occurring predominantly in the region near the Morro do Careca.
The calcium carbonate concetration increases towards offshore, where siliciclastic
sediments were predominantly concentrated at depths lower than 10 m, while the
bioclastic sediments occurs at depths greater than 10 m, at na avegare distance of 2,5 km
from the shore, confirming the mixed sedimentary nature of the continental shelf.
The organic matter content in the sediments ranges from 1 to 19%. The lowest
values of organic matter (1 to 5%) are generally linked to samples of low calcium
carbonate concentration (1 to 45%), and they are located near the shoreline at depths
lower than 10 m.
The highest concentrations of organic matter were found at depths greater than 10
m towards to offshore. According to Freire et al. (2004), this distribution of organic matter
contens would explained by the presence of red and green calcareous algae
(Lithothamnium sp and Halimeda sp) up to the shelf break as well as low siliciclastic
supply.
The sediments were classified in 9 facies (FREIRE et al., 1997), adapted from
Dias (1996), modified by Vital et al. (2005) (Figure 3):
The silicicastic sand facies occur preferentially near the coast at depths lower than
10 m, with predominance of medium sand, well to moderately sorted, with presence of
calcareous algae and foraminifera.
The silicibioclastic sand facies presents medium sand grain size and very poor
sorting, with presence of calcareous algae, foraminifera, echinoderma spine and mollusks.
The biosiliciclastic sand facies occurs between the 10 m and 12 m isobaths,
followed by silici-bioclastic sands near the 12 m isobath.
The bioclastic sand facies occurs between the 10 m isobath and 50 m isobath. It
presents a moderate to poor sorting of grains, composed by medium to coarse sand
sediments, with presence of calcareous algae, foraminifera, mollusks and echinoderms.
97
The bioclastic gravel facies occurs near the 15 m isobath, while the silicibioclastic
gravel facies occurs near the coast between 5 m and 10 m isobaths, with coarse and
extremely poorly sorted grains.
The sandy marl facies occurs at a distance of 2 km from the Morro do Careca in
the south-north direction. The sediments are formed by silt grain size and are poorly
sorted.
The terrigenous mud facies occurs near the shorline; about 4 km away from Morro
do Careca, at depths lower than 10 m. The sediments are moderate to well sorted and with
presence of organic matter.
The carbonate mud facies occurs at a distance of 3 km north of the Morro do
Careca, and it can observed the presence of algae, foraminifera and echinoderms.
Figure 3 – Map of sedimentar facies from coast to shelf break on study area.
In the study area, the use of grain size distribuition, sigle-beam data, satellite
images and slope profiles provide a clear view of the continental shelf and its seafloor. It
can be noted that shallow and a very gentle slope characterize the continental shelf until
the shelf break, which occurs around 18 km from the coast, approximately in the 30 m
isobath (Figure 4).
98
Figure 4- Bathymetric chart and profiles of continental shelf.
Based on multi-beam bathymetric data, 3 sediment banks (B1, B2 and B3) and a
channel-like-like feature with a maximum depth of 11,5 m were identified (Figure 5 A
and B). These banks are oriented south to north.
The volumes of the sedimentary banks were calculated as 8 thousand m3 for B1,
120 thousand m3 for B2, and 8 million m3 for B3.
Sedimentological analysis of the samples collected by the banks, indicate that
siliciclastic sediments with very fine sand grain size form B1 and B2, and B3 is formed
by a combination of siliciclastic and bioclastic sediments with medium to coarse sand
grain size.
The sediment banks could be considerer as borrow source for beach nourisment,
however, a detailed study on its composition and evaluation of compatibility with the
natural sediments of Ponta Negra beach needs to be done, besides the study of the effects
of sand removal on the local hydrodynamics.
99
Figure 5– A) 3D bathymetric map of study área dysplaing a channel-like feature and the sedimentas
banks B1, B2 e B3. B) Side-scan sonar 3D reflectance response.
For any given beach nourishment project, the borrow material should have similar
in grain size distributions, and sediment composition, as the native beach (DEAN, 2002;
STAUBLE, 2005). In Ponta Negra, the sediments are predominantly siliciclastic with fine
sand in the shoreface (Figure 6) and medium sand grain size in backshore/foreshore
(CHACON, 2013; MEDEIROS, 2015).
100
Comparing the sediments of the beach system with the sediments found on the
continental shelf adjacent to the studied area, it indicated that areas B1 and B2 could be
used for beach nourisment, considering their sediment composition. However, for área
B3, due to its mixture of siliciclastic and bioclastic sediments, it is necessary a more
detailed qualitative and quantitative analysis of the bioclastic sediments, in order to assess
their compatibility with the sediments of the beach.
In the surrounds of Morro do Careca’s dune was observed the deposition of fine
sediments (silt and very fine sand), associated with outcrops from Barreiras Formation.
Little sediment remobilization may occur in this region due to local hydrodynamics, It is
influenced by the smooth declivity of the marine substrate and the rocky headland that
surrounds the Morro do Careca, both of it, acting as natural protection against the waves
and currents action.
This rocky headland refracts the wave trend from ESSE, predominant in the
region, changing its angle of incidence in the shoreline (ALMEIDA et al., 2015). In some
cases, the disturbance of the wave climates prometes a local southward longshore current.
Such current direction, is opposite to the observed in portions furthest north from the
headland (ALMEIDA et al., 2015). Therefore, the waves height and the current velocity
are reduced, making the area near the Morro do Careca hydrodynamically calmer than
surrounding areas.
Toward offshore, after the 8 m isobath, there is an increase in the grain size of the
sediments, in which the coarser grain size fractions (gravel and coarse sand) are formed
by fragments of shells and coraline algaes.
It is described in the literature that the carbonate level and organic matter content
are parameters considered as inversely proportional (STEIN et al., 1986; Tselepides et al.
2000; HAUCKET et al., 2012). High levels of organic matter are commonly associated
with very fine grain size and environments where nutrient concentration is high
(BUDZINSKI et al., 1997; BURONE et al., 2003; HU ET AL., 2012; HU et al., 2013;
ZHANG et al. 2014; ZHAO et al., 2016). However, from the 10 m isobath to the shelf
break, there is an increase in the organic matter content and in the calcium carbonate
content. This can be explained by the progressive increase in the presence of red and
green calcareous algae (Lithothamnium sp. e Halimeda sp.), as observed by Lacerda et al.
(2004) and Lacerda e Marins (2006)
In the channel-like feature region (Figure 5), the sediments are medium sand grain
size and very well to well sorted. This may indicate a stable hydrodynamic conditio on
101
that location. At its edges, the sediments are moderately sorted with coarse sand grain
size.
Figure 6 – Chart the distribution of the surface sediments on the continental shelf adjacent to Ponta Negra
beach.
In the study area, there is a gradation in grain size, from silt and very fine sand,
nearby Morro do Careca, to the coarse and very coarse sand in the north direction to the
area. This transition could explained by sediment supply from near sand dunes and
sediment of Barrier Formation. The Morro do careca change the local hydrodinamycs,
which act like a native barrier protection against wave and current action. Therefore,
wave’s high and current velocity are lower than neighbourhood areas.
The grain size transition from south to north could explained by the action of
longshore transportation (northward) and wave (east-southeast direction) (ALMEIDA et
al., 2015; RIBEIRO et al, 2017), which promote south to north sediment transportation.
Due to the forces that act on the beach system and shelf area, the sediments are
constantly eroded, transported and deposited in other sites (Wright and Short, 1984). In
the area, this interaction can observed through the temporal comparison of bathymetry
102
data in the inner shelf and topografic data of the beach system (CHACON, 2013;
BARBOSA, 2015; MEDEIROS, 2015).
For the channe feature region, the mean critical current velocity to set the
sediments in motion was calculated (VAN RIJN, 1984; HEISE et al., 2010). Based on
sediments characteristics, which present the average diameter between 0,359 mm and
0,502 mm, for siliciclastic sediments; the value found for the mean critical velocity ranges
from 0,0137 to 0,0154 m/s.
Comparing this critical current velocity for incipiente motion with the current
velocity data found by Ribeiro et al. (2017) (0,128 m/s, 0,093 m/s and 0,08 m/s for
summer, spring and autumn, respectively) it can be assumed that the currents in the region
are strong enough to promote sediment transport during the entire year.
The bathymetric data analisis confirms the negative sedimentary balance in the
inner continental shelf. This statement is also based on the observation of 1,5 m depth
increase on the region of the channel-like feature within 2 and a half years (BARBOSA,
2015). Such erosional behavior is also observed at the shoreline (CHACON, 2013;
MEDEIROS, 2015).
The coastal transport calculated for the Ponta Negra beach indicates that the
volume of sediment transported annually is around 700,000 m3/year for sheltered áreas
and 1.400.000 m3/year for exposed ones (SOUZA, 1980; ARAÚJO, 2015).
Most of the material, about 70%, is transported by suspension near the surf zone,
and the other 30% is distributed along the profile under creep transportation (SOUZA,
1980).
On the other hand, it is observed that in shelf break the sediments are
predominantly poorly sorted and kurtosis values indicate. Therefore, the region on the
oute-shelf is stable regardind morphodynamic behavior.
5 CONCLUSION
These data intagration provide a better understanding of the space heterogeneity
of the continental shelf.
Based on results, the main causes for the coastal erosion in this area is south to
north sediment transport, caused by longshore transportation (northward) and wave (east-
southeast direction), high energy of current and the low sediment supply. All these
103
process cause the exhibition of outcrops of the Barriers Formation on the shelf, which
attests to the starvation nature of this shelf.
Another factor that contributes to erosion, in the study area, is the influence of the
urbanization process, which generated a disorganized occupation of the backshore,
changing the sediment transport dynamics, and blocking the sediment supply from the
dunes to the beach system.
These data would also use as a database for the development of numerical
modeling, allowing the creation of the future scenarios and evaluation on changes in the
environment, supporting public managers in decision-making process.
ACKNOWLEDGEMENTS
This work was funded by CNPq grants for Helenice Vital (process: 486451/2012-7, and
303481/2009.9), and by funds from INCT AmbTropic – National Institute of Science
and “Tropical Marine Enviroment” (Heterogeneity space-time and answers to climate
change (CNPq – FAPESB – CAPES). Thanks are also due to GGEMMA/UFRN group,
especially to the diver Canindé for their assistance on the field.
104
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