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MARIA CRISTINA DE SOUZA
ESTRATIGRAFIA E EVOLUÇÃO DAS BARREIRAS
HOLOCÊNICAS PARANAENSES, SUL DO BRASIL
Tese de doutorado apresentada como requisito
parcial à obtenção do grau de Doutor.
Curso de Pós-Graduação em Geologia,
Departamento de Geologia,
Setor de Ciências da Terra,
Universidade Federal do Paraná.
Orientador: Prof. Dr. Rodolfo José Angulo
Co-orientador: Prof. Dr. Mario Luis Assine
CURITIBA
2005
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Souza, Maria Cristina de
Estratigrafia e evolução das barreiras holocênicas paranaenses,
Sul do Brasil / Maria Cristina de Souza. - Curitiba, 2005.
xiv, 99 f. : il., grafs., tabs.
Orientador: Rodolfo José Angulo
Co-orientador: Mario Luis Assine
Tese (Doutorado) – Universidade Federal do Paraná, Setor
de Ciências da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geologia.
Inclui Bibliografia.
1. Geologia estratigrafica – Holoceno. 2. Costa – Paraná.
I. Angulo, Rodolfo José. II. Assine, Mario Luis. III. Título.
IV. Universidade Federal do Paraná.
CDD 551.790981
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A lua... a luz que ilumina a minha vida.
"if the environment is the theatre, then evolution is the play"
"se o meio ambiente é o teatro, então a evolução é a peça"
G. Evelyn Hutchinson
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS.................................................................................................................iii
LISTA DE TABELAS...............................................................................................................viii
AGRADECIMENTOS................................................................................................................ix
ABSTRACT...............................................................................................................................xi
RESUMO.................................................................................................................................xiii
CAPÍTULO 1: APRESENTAÇÃO .............................................................................................. 1
CAPÍTULO 2: ASSOCIAÇÕES FACIOLÓGICAS FORMADAS SOB A AÇÃO DE ONDAS NA
BARREIRA HOLOCÊNICA REGRESSIVA DA PLANÍCIE COSTEIRA PARANAENSE, SUL
DO BRASIL ...............................................................................................................................3
2.1. INTRODUÇÃO ................................................................................................................3
2.2. ÁREA ESTUDADA.......................................................................................................... 5
2.3. MATERIAIS E MÉTODOS............................................................................................... 7
2.4. FÁCIES SEDIMENTARES .............................................................................................. 8
2.4.1. Areia com estratificação cruzada planar (Fácies Sp)................................................ 9
2.4.2. Areia com estratificação cruzada acanalada (Fácies St) .......................................... 9
2.4.3. Areia com estratificação cruzada de baixo ângulo (Fácies Sli) ............................... 10
2.4.4. Areia com estratificação cruzada de muito baixo ângulo (Fácies Slb) .................... 12
2.4.5. Areia com estratificação cruzada swaley (Fácies Ssc)............................................ 13
2.4.6. Areias finas a grossas preenchendo escavações (Fácies Ss) ................................ 15
2.4.7. Areia com estratificação cruzada sigmóide (Fácies Ssg)........................................ 15
2.4.8. Areia com estratificação cruzada tangencial na base (Fácies Stb) ......................... 16
2.4.9. Areia maciça (Fácies Sm)....................................................................................... 18
2.4.10. Areia com ondulações e laminações cruzadas (Fácies Sr)................................... 18
2.4.11. Areia com acamamento flaser (Fácies Sf) ............................................................ 19
2.4.12. Detritos vegetais e lama carbonácea com estratificação cruzada hummocky
(Fácies Chc) ..................................................................................................................... 19
2.4.13. Heterolítica ondulada (Fácies Hw) ........................................................................ 20
2.4.14. Heterolítica bioturbada (Fácies Hb) ...................................................................... 21
2.4.15. Lama em drapes (Fácies Fm)............................................................................... 21
2.4.16. Lama com acamamento linsen (Fácies Fl) ........................................................... 22
2.4.17. Lama com acamamento linsen bioturbada (Fácies Flb)........................................ 22
2.5. ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E INTERPRETAÇÃO PALEOAMBIENTAL..................... 23
2.5.1. Plataforma interna (Inner shelf) – IS....................................................................... 26
2.5.2. Face litorânea inferior (Lower shoreface) – LS ....................................................... 27
2.5.3. Face litorânea média (Middle shoreface) – MS....................................................... 28
2.5.4. Face litorânea superior (Upper shoreface) – US..................................................... 30
2.5.5. Praia subaérea e intermaré (F)............................................................................... 31
2.6. MODELO DE FÁCIES................................................................................................... 33
CAPÍTULO 3. INVERSÃO DE IDADES
14
C NA BARREIRA REGRESSIVA HOLOCÊNICA DE
PRAIA DE LESTE, SUL DO BRASIL ...................................................................................... 38
3.1. INTRODUÇÃO .............................................................................................................. 38
ii
3.2. MATERIAIS E MÉTODOS............................................................................................. 39
3.3. RESULTADOS.............................................................................................................. 40
3.4. DISCUSSÃO ................................................................................................................. 45
3.5. CONCLUSÃO ............................................................................................................... 49
CAPÍTULO 4. EVOLUÇÃO DAS BARREIRAS HOLOCÊNICAS PARANAENSES, SUL DO
BRASIL.................................................................................................................................... 51
4.1. INTRODUÇÃO .............................................................................................................. 51
4.2. MODELOS EXISTENTES PARA EXPLICAR A EVOLUÇÃO DE BARREIRAS............ 54
4.3. PLANÍCIE COSTEIRA PARANAENSE ......................................................................... 63
4.4. CARACTERÍSTICAS DAS BARREIRAS HOLOCÊNICAS PARANAENSES ................ 67
4.4.1.Configuração em planta das barreiras e das unidades geológicas associadas ....... 68
4.4.2. Ambientes costeiros atuais..................................................................................... 69
4.4.2.1. Praias e dunas................................................................................................. 69
4.4.2.2. Face litorânea e a plataforma interna............................................................... 69
4.4.2.3. Complexo estuarino de Paranaguá.................................................................. 70
4.4.3. Parâmetros oceanográficos atuais ......................................................................... 71
4.4.4. Composição da barreira ......................................................................................... 72
4.4.5. Espessura da barreira e superfície da ravinamento................................................ 73
4.4.6. Morfologia do substrato .......................................................................................... 75
4.4.7. Variações do nível relativo do mar durante a construção das barreiras.................. 76
4.4.8. Distribuição das isócronas na barreira.................................................................... 78
4.5. MODELO PROPOSTO ................................................................................................. 79
4.6. COMPARAÇÃO COM OUTROS MODELOS DE EVOLUÇÃO DE BARREIRAS
COSTEIRAS......................................................................................................................... 86
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................................ 88
iii
LISTA DE FIGURAS
Figura 2.1: Localização da área estudada: 1) barreira pleistocênica, 2) barreira holocênica,
3) sedimentos paleolagunares, 4) planície de maré atual, 5) outras unidades, 6) perfil
topográfico, 7) cavas de extração de areia. Inset com a distribuição dos perfis
estratigráficos e das sondagens com vibrotestemunhador nas cavas de extração de areia.4
Figura 2.2: Vista da cava de extração de areia em Praia de Leste............................................. 5
Figura 2.3: Vista da forma dos cordões litorâneos (feição ondulada no nível mais claro da foto)
em corte transversal à paleocosta em frente ao perfil 17 (localização inset figura 2.1)........ 6
Figura 2.4: Fácies Sp, caracterizada por sets com estratificação cruzada planar, em contato
erosivo sobre a fácies Hw(s). (Perfil 4 – inset figura 2.1). .................................................... 9
Figura 2.5: Fácies St com estratificação cruzada acanalada: a) de grande porte (perfil 14);
b) com deformação atribuída a fluidificação e com fragmento de tronco (perfil 15).
Localização inset figura 2.1. .............................................................................................. 10
Figura 2.6: Fácies Sli em contato abrupto sobre a fácies St, que apresenta perfurações tipo
Ophiomorpha. Notar a transição lateral (lado direito da foto) para fácies Ssg e St que
representam o pé da praia (beach step), e fácies Sp interdigitadas (perfil 13 – inset figura
2.1). ................................................................................................................................... 11
Figura 2.7: fácies Sli com direção de mergulho para o mar (face praial) e para o continente
(pós-praia) indicado pelas setas. Note as fácies Sp interdigitadas correspondentes a
pequenos canais na face praial (perfil 13 – inset figura 2.1). ............................................. 12
Figura 2.8: Fácies Slb com estratificação cruzada de muito baixo ângulo, e tubos
Ophiomorpha, sobreposta por fácies Ssc com estratificação cruzada swaley (perfil 17 –
inset figura 2.1).................................................................................................................. 13
Figura 2.9: Fácies Ssc com estratificação cruzada swaley. Note as feições convexas
(hummocky) e a alta concentração de detritos vegetais. a) Perfil 5, b) perfil 17 e c) perfil 11
– inset figura 2.1. ............................................................................................................... 14
Figura 2.10: Fácies Ss com areia fina a grossa e detritos vegetais preenchendo escavação,
associada a fácies Ssc. (perfil 17 – inset figura 2.1). ......................................................... 15
Figura 2.11: Subfácies Ssg(t) com estratificação cruzada sigmóide associada a fácies Stb.
(perfil 16 – inset figura 2.1). ............................................................................................... 16
Figura 2.12: Fácies Stb com estratificação cruzada tangencial na base: a) variações da fácies
Stb, sets com preservação apenas das lâminas basais (Stb superior) e sets truncados no
topo (Stb inferior), e com fácies Ssg associada, b) com lâminas deformadas atribuídas a
fluidificação, e c) com formas lenticulares, de origem não identificada, nas lâminas frontais
(perfil 16 – inset figura 2.1). ............................................................................................... 17
Figura 2.13: Fácies Sm de areia muito fina a fina, maciça, intensamente bioturbada. Note a alta
concentração de conchas e fragmentos de conchas, inclusive com espécimes em posição
de vida (perfil 17 – inset figura 2.1).................................................................................... 18
Figura 2.14: Fácies Sr com ondulações e laminações cruzadas associadas a fácies Sf de areia
com acamamento flaser e fácies Hw heterolítica ondulada (perfil 4 – inset figura 2.1). ..... 19
Figura 2.15: Fácies Chc com detritos vegetais e lama com estratificação cruzada hummocky,
associado a fácies Ssc e Sm (perfil 13 – inset figura 2.1).................................................. 20
Figura 2.16: Fácies Hb heterolítica bioturbada (sondagem #5 – inset figura 2.1)..................... 21
Figura 2.17: Fácies Fm de lama em drapes associada a fácies Ssc (perfil 11 – inset figura 2.1).
.......................................................................................................................................... 22
iv
Figura 2.18: Fácies Flb lama com acamamento linsen bioturbada (sondagem #5 – inset figura
2.1). ................................................................................................................................... 23
Figura 2.19: Perfis esquemáticos com a distribuição dos perfis estratigráficos e das sondagens
com vibrotestemunhador mostrando a variação nas espessuras, profundidade e
paleoprofundidades das associações de fácies da barreira holocênica (inset figura 2.1). . 24
Figura 2.20: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste com a distribuição das
associações de fácies da barreira holocênica (perfil topográfico b-c figura 2.1). ............... 25
Figura 2.21: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. (2006). ..................... 25
Figura 2.22: Distribuição nos perfis da fácies da associação plataforma interna (IS).1) drapes
de lama, 2) estratificação cruzada planar (fácies Sp), 3) bioturbações, 4) conchas e
fragmentos de conchas. Localização ver inset figura 2.1................................................... 26
Figura 2.23: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea inferior (LS). 1)
Ondulações e laminações cruzadas simétricas e laminação flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 2)
estratificação cruzada swaley (fácies Ssc), 2) estratificação cruzada de muito baixo ângulo
(fácies Slb), 3) drapes de lama, 4) lentes de areia, 5) bioturbações, 6) conchas e
fragmentos de conchas. Localização ver inset figura 2.1................................................... 27
Figura 2.24: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea média (MS). 1)
estratificação cruzada swaley (fácies Ssc), 2) estratificação cruzada de muito baixo ângulo
(fácies Slb) , 3) estratificação cruzada truncada por onda Hummocky (fácies Chc), 4)
estratificação cruzada planar (fácies Sp), 5) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg),
6) estratificação cruzada tangencial na base (fácies Stb), 7) ondulações e laminações
cruzadas simétricas e laminação flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 8) climbing, 9) drapes de
lama, 10) detritos vegetais, 11) conchas e fragmentos de conchas, 12) tubos Ophiomorpha
atribuídos a Callichirus Major, 13) bioturbações, 14) direção de paleocorrentes. Localização
ver inset figura 2.1. ............................................................................................................ 30
Figura 2.25: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea superior (US). 1)
estratificação cruzada tangencial na base (fácies Stb), 2) estratificação cruzada acanalada
(fácies St) , 3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4) estratificação cruzada
planar (fácies Sp), 5) ondulações e laminações cruzadas simétricas e assimétricas (fácies
Sr), 6) lâminas com estruturas de escape, 7) tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus
Major 8) detritos vegetais, 9) fragmentos de tronco, 10) direção de paleocorrentes.
Localização ver inset figura 2.1.......................................................................................... 31
Figura 2.26: Distribuição nos perfis das fácies da associação praia subaérea e intermaré (F). 1)
estratificação cruzada de baixo ângulo (fácies Sli), 2) estratificação cruzada planar (fácies
Sp), 3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4) estratificação cruzada tangencial
na base (fácies Stb), 5) estratificação cruzada acanalada (fácies St), 6) ondulações e
laminações simétricas e assimétricas (fácies Sr), 7) lentes de areia grossa em pequenos
canais 8) bioturbações, 9) tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus Major, 10) direção
de paleocorrentes. Localização ver inset figura 2.1. .......................................................... 33
Figura 2.27: Seqüência vertical das fácies observadas em testemunhos de sondagens e
descrições de poços na Ilha de Galveston, Golfo do México (Bernard et al. 1962 apud
McCubbin). ........................................................................................................................ 34
Figura 2.28: Amostra de boxcore obtida a 3,8 m de profundidade na face litorânea de
Norderney, Alemanha, com estratificação cruzada hummocky de média escala (Reineck
1976 apud McCubbin 1992)............................................................................................... 36
Figura 2.29: Diagrama em rosa das paleocorrentes medidas nas estratificações cruzada
swaley, mostrando o sentido preferencial do transporte de sedimento para a costa
(onshore). .......................................................................................................................... 36
v
Figura 3.1: Localização da área estudada: 1) barreira pleistocênica, 2) barreira holocênica,
3) sedimentos paleolagunares, 4) planície de maré atual, 5) outras unidades, 6) cavas de
extração de areia. Inset com a distribuição dos perfis estratigráficos e das sondagens com
vibrotestemunhador nas cavas de extração de areia......................................................... 39
Figura 3.2 : Fácies de lama orgânica (seta) cuja datação forneceu idade de 30.900 ± 900
(CENA-475). A linha vermelha indica o limite entre sedimentos de idade holocênica e
pleistocênica. (sondagem #5 – figura 3.1). ........................................................................ 42
Figura 3.3: Distribuição das amostras datadas nos perfis e nas sondagens com
vibrotestemunhador na barreira regressiva holocênica paranaense, próxima a Praia de
Leste, sul do Brasil. 1) estratificação cruzada de baixo ângulo (fácies Sli),2) estratificação
cruzada acanalada (fácies St), 3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4)
estratificação cruzada tangencial na base (fácies Stb), 5) estratificação cruzada swaley
(fácies Ssc), 6) estratificação cruzada planar (fácies Sp), 7) estratificação cruzada de muito
baixo ângulo (fácies Slb), 8) ondulações e laminações cruzadas simétricas e laminação
flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 9) estratificação cruzada truncada por onda Hummocky
(fácies Chc), 10) lâminas com estruturas de escape, 11) climbing, 12) drapes de lama, 13)
tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus Major, 14) detritos vegetais, 15) conchas e
fragmentos de conchas, 16) fragmentos de tronco, 17) bioturbações, 19) direção de
paleocorrentes, 19) datação de fragmentos de conchas, 20) datação de lama, 21) datação
de detritos vegetais, 22) datação de fragmentos de tronco, 23) datação de conchas
(Localização ver inset figura 3.1). ...................................................................................... 43
Figura 3.4: Exemplar de Amiantis purpuratus com as valvas articuladas e preservação do
perióstraco cuja datação forneceu idade de 3254-2848 anos
14
C cal. A.P. (CENA-385). A
deterioração parcial do perióstraco que se observa na fotografia ocorreu após a obtenção
da amostra. (perfil 01 – figura 3.1)..................................................................................... 44
Figura 3.5: Tronco com o córtex preservado, sem sinais de desgaste cuja datação forneceu
idade entre 2987-2751 anos
14
C cal. A.P (CENA-364). (perfil 15 – figura 3.1)................... 45
Figura 3.6: Fragmentos de madeira com desgaste e arredondamento cuja datação forneceu
idade entre 6177-5733 anos
14
C cal. A.P. (CENA-432). (perfil 17 – figura 3.1).................. 45
Figura 3.7: Curvas de variação eustática do nível do mar para os últimos 250.000 anos A.P.
segundo (A) Chappell & Shackleton (1986), (B) Shackleton (1987) e (C) Bloom & Yonekura
(1990). Os retângulos indicam prováveis erros de idade e altura dos níveis máximo (a) e
mínimo (b) da curva C, e as barras verticais os limites de incerteza da altura da curva A
(Pirazzoli 1996).................................................................................................................. 46
Figura 3.8: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. 2006......................... 47
Figura 3.9: Fácies com estratificação cruzada swaley e de preenchimento de escavação em
ambiente de face litorânea média, com concentração de detritos vegetais. a e d) perfil 17,
b) perfil 15, c) perfil 5 – inset figura 3.1. ............................................................................ 48
Figura 3.10: Diagrama em rosa das paleocorrentes medidas nas estratificações cruzadas
swaley, mostrando o sentido preferencial do aporte sedimentar para a costa (onshore)... 49
Figura 4.1: Mapa de localização dos estados da costa leste brasileira, e da área estudada (em
vermelho)........................................................................................................................... 52
Figura 4.2: Sistemas de barreira-laguna da costa do Rio Grande do Sul (modificado de
Dillenburg et al. 2003 – localização ver figura 4.1)............................................................. 53
Figura 4.3: Planície costeira com cordões litorâneos (strandplains) litoral centro-sul paranaense
(modificado de Angulo, 1992, 2004 – localização figura 4.1). ............................................ 54
Figura 4.4: Planícies com cordões litorâneos do delta do Rio Doce (modificado de Dominguez
& Wanless 1991 – localização ver figura 4.1). ................................................................... 54
vi
Figura 4.5: Modelos de costas progradantes, com nível do mar estável ou com pequena
ascensão:a) Nayarit na costa pacífica do México (Curray et al. 1969), b) ilha Caladesi, na
costa oeste da Flórida (Hayes et al. 1974) e c) ilha de Galveston no Golfo do México
(Bernard et al. 1962 apud McCubbin 1992). ...................................................................... 55
Figura 4.6: Modelos evolutivos progradacionais com nível do mar em queda:a) Tuncurry,
sudeste australiano (Roy et al. 1994), b) Bucasia costa nordeste australiana (Masselink &
Lessa 1995)....................................................................................................................... 56
Figura 4.7: Geometria e estratigrafia dos depósitos costeiros dominados por ondas, propostos
com base nos exemplos da costa sudeste da Austrália (modificado de Roy et al. 1994)... 57
Figura 4.8: Estágios evolutivos para o setor de Cananéia-Iguape durante o Pleistoceno. a)
Máximo da transgressão Cananéia, b) Deposição dos cordões litorâneos regressivos após
o máximo (modificado de Suguio & Martin 1978a, localização ver figura 4.1).................... 58
Figura 4.9: Estágios evolutivos para a região entre Cananéia e o Morro da Juréia durante o
Holoceno. a) Máximo da transgressão Santos e erosão dos depósitos pleistocênicos, b)
formação da barreira regressiva holocênica após o máximo (modificado de Suguio & Martin
1978a, localização ver figura 4.1). ..................................................................................... 58
Figura 4.10: Estágios evolutivos na região do Morro da Juréia e a Barra do Uma durante o
Holoceno. A) Formação de uma ilha-barreira durante o máximo, b) Depósitos de
seqüências progradantes após o máximo até o presente (modificado de Suguio & Martin
1978a, localização ver figura 4.1). ..................................................................................... 59
Figura 4.11: Estágios evolutivos após o máximo de 5.000 anos A.P. na região de
Caraguatatuba. a) formação de uma ilha-barreira transgressiva após o máximo de 5.000
anos A.P., b) formação de depósitos regressivos após a pequena regressão há 4.000 anos
A.P., c) formação de uma ilha-barreira transgressiva após o máximo de 3.200 anos A.P., d)
formação de depósitos regressivos após o máximo de 3.200 anos A.P. até o presente
(modificados de Suguio & Martin 1976b, localização ver figura 4.1). ................................. 59
Figura 4.12: Esquema evolutivo para a região de Cananéia-Iguape: a) sequência de areias
transgressivas depositadas durante o máximo da transgressão holocênica, b)
empilhamento de cordões litorâneos regressivos após o máximo, c) empilhamento de
cordões litorâneos regressivos a partir de uma ilha-barreira (modificado de Martin et al.
1979/80, localização ver figura 4.1). .................................................................................. 60
Figura 4.13: Esboço geológico do perfil transversal da costa do Rio Grande do Sul (modificado
de Villwock et al. 1986, localização ver figura 4.1)............................................................. 61
Figura 4.14: Morfologia e estratigrafia esquemática das barreiras holocênicas da costa do Rio
Grande do Sul (modificado de Dillenburg et al. 2000, localização ver figura 4.1)............... 61
Figura 4.15: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste (a) e estágios evolutivos (b) das
barreiras holocênicas de Paranaguá (modificado de Lessa et al. 2000, localização figura
4.18a perfil topográfico a-b)............................................................................................... 62
Figura 4.16: Estágios evolutivos do esporão holocênico ao norte de Itapoá, Santa Catarina:
a) durante o máximo da transgressão, b) durante a regressão e c) atual. 1) rochas do
embasamento e depósitos continentais indiferenciados, 2) barreira pleistocênica,
3) estuários, 4) planícies paleoestuarinas e estuários, 5) planícies paleoestuarinas, fluviais
e estuários, 6) esporões e ilhas-barreira transgressivas, 7) esporões e barreiras
regressivas, 8) provável localização de desembocaduras, 9) lineamentos de cordões
litorâneos, 10) linha de costa atual (Souza et al. 2001a, localização ver figuras 4.1 e 4.18b).
.......................................................................................................................................... 63
Figura 4.17: Costa sudeste brasileira e localização da área de estudo (cinza escuro)............. 64
Figura 4.18: Localização da área estudada: a) setor dos grandes complexos estuarinos e
largas planícies costeiras do litoral sudeste brasileiro, elaborada a partir dos mapas
vii
geológicos de Martin et al. 1988b setor Cananéia-Iguape, Giannini et al. 2003 setor Ilha
Comprida, Angulo 2004 setor Superagui-rio Saí-Guaçu, Angulo & Souza 2004 setor rio Saí-
Guaçu-baía de São Francisco e Suguio & Martin 1978b setor baía de São Francisco-Barra
Velha; b) planície costeira centro-sul paranaense; c) planície costeira de Itapoá. 1) barreira
pleistocênica, 2) barreira holocênica, 3) planície paleoestuarina, 4) planície de maré, 5)
serras, morros e promontórios, 6) outras unidades 7) perfis topográfico, 8) cavas de
extração de areia, 9) sondagem com vibrotestemunhador, 10) perfis de GPR. ................. 67
Figura 4.19: Relevo do fundo oceânico até a profundidade de 16 m entre Matinhos e Pontal do
Sul, no litoral paranaense, onde se observa a mudança de declive entre a face litorânea e
a plataforma na profundidade de 10 m (segundo Veiga 2004). Exagero vertical de 500X. 70
Figura 4.20: Testemunhos de sondagem da cava de areia de Praia de Leste. A linha vermelha
corresponde ao limite entre a barreira regressiva holocênica e o substrato. A lama abaixo
desta linha forneceu idade de 30.900 ± 900 anos
14
C A.P. e a acima 7.251-6.804 anos
14
C
cal. A.P. (localização figura 4.18a)..................................................................................... 74
Figura 4.21: Perfil transversal da barreira de Praia de Leste mostrando a seqüência regressiva
sobre o substrato pleistocênico (localização figura 4.18a perfil topográfico a-b)................ 75
Figura 4.22: Resultados das simulações da evolução da barreira transgressiva na costa
paranaense, com o software Shoreface Translation Model - STM (Cowell et al. 1991). Note
como a barreira diminui sua espessura até quase desaparecer durante o máximo devido a
mudança brusca do substrato............................................................................................ 76
Figura 4.23: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. 2006......................... 77
Figura 4.24: Curva de variação do nível relativo do mar durante a época do Holoceno tardio no
litoral de Porto Hacking, Austrália, proposta por Baker et al. 2001. ................................... 78
Figura 4.25: Distribuição das isócronas na barreira regressiva paranaense, obtidas a partir de
datações
14
C (ver capítulo 3, localização – figura 4.18a perfil topográfico a-b). ................. 79
Figura 4.26: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste com a distribuição das
associações de fácies da barreira regressiva sobre o substrato pleistocênico (localização
figura 4.18a perfil topográfico a-b). .................................................................................... 79
Figura 4.27: Fácies interpretadas como correspondentes a intercalação de fácies de canal
estuarino e fácies de sobre-lavagem (overwash) por Lessa et al. (2000) (sondagem #10 -
figura 4.15 – localização figura 4.18a). .............................................................................. 81
Figura 4.28: Foto aérea de 1970 escala 1:70.000 da planície centro-sul paranaense, mostrando
as feições recurvadas para sudoeste (parte inferior da foto) e para noroeste (parte superior
da foto) na ilha Guaraguaçu, sugerindo a existência de esporões, com diferentes direções
de crescimento (localização figura 4.18a).......................................................................... 82
Figura 4.29: Interpretação do Perfil GPR realizado na planície costeira sobre a barreira
holocênica próximo a margem do rio Guaraguaçu, mostrando os refletores (níveis amarelo
e verdes da parte esquerda da imagem) mergulhando para sudoeste (Angulo et al. 2005a).
Direção da perfilagem N50º (perfil GPR 2 – figura 4.18a).................................................. 83
Figura 4.30: Interpretação do perfil de GPR realizado na planície costeira sobre a barreira
holocênica próximo a margem do rio Guaraguaçu (Angulo et al. 2005a). Direção da
perfilagem N120º. (perfil GPR 1 – figura 4.18a)................................................................. 83
Figura 4.31: Esquema evolutivo para as barreiras holocênicas paranaenses com base nos
dados obtidos pela simulação com STM e das descrições de perfis estratigráficos. a)
posição da barreira transgressiva com base nos dados da simulação STM (Figura 4.22), b)
estratigrafia atual da planície costeira com base nos dados de perfis estratigráficos e
sondagens com vibrotestemunhador. A barreira transgressiva na figura b é resultante dos
viii
dados da simulação, porém não foram encontradas evidências conclusivas nos dados de
campo (localização – figura 4.18a perfil topográfico a-b)................................................... 84
Figura 4.32: Foto aérea de 1970 escala 1:70.000, a norte das cavas de areia estudadas (figura
4.18a) com a posição da barreira transgressiva (quadrado branco) segundo os dados de
simulação do STM na Ilha Guaraguaçu. ............................................................................ 85
ix
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1: Fácies identificadas na barreira regressiva holocênica de Praia de Leste ............... 8
Tabela 3.1: Resultados das datações
14
C de amostras provenientes do substrato da barreira
holocênica paranaense, próximo a Praia de Leste............................................................. 40
Tabela 3.2: Resultados das datações
14
C de amostras provenientes da barreira holocênica
paranaense, próximo a Praia de Leste, ............................................................................. 41
x
AGRADECIMENTOS
Ao meu querido eterno mestre e amigo Rodolfo José Angulo, a quem devo não
só a orientação, mas o companheirismo, a paciência e o incentivo durante todas as
etapas, principalmente quando além do cansaço a falta de recursos quase me fez
desistir, ele sempre dava um “jeitinho” para melhorar a situação, e durante os
momentos alegres sempre esteve presente mesmo que fosse apenas em pensamento.
Ao mestre e amigo Mario Luis Assine pelas grandes idéias e pelas
interpretações de estruturas que já não conseguíamos mais entender, e com sua
humildade apenas sugere “será que não é swaley... com transporte onshore...” quantas
coisas puderam ser corrigidas e compreendidas a partir destas palavras, além das
intermináveis correções de textos, inclusive durante seus fins de semana, as palavras
são poucas para agradecer.
Aos amigos Alfredo Duarte Araújo, Lydio Luiz Risseti Odreski e Fernando Alvin
Veiga, que além de terem sido excelentes colaboradores foram também grandes
companheiros durante todas as fases de campo, dos quais tenho muito orgulho pela
capacidade e força de vontade de fazerem as coisas valerem a pena.
Ao amigo José Carlos Branco pela grande e maravilhosa ajuda na finalização
das figuras, sem a qual com certeza eu não teria conseguido concluir a tempo, e pelo
companheirismo desde os tempos de “escola..” quando ainda éramos (ou melhor ainda
somos) simples aprendizes.
Ao amigo Paulo da Cunha Lana pela ajuda na elaboração do abstract, e pelo
grande incentivo que sempre me deu, desde os tempos de graduação, pelas muitas
pousadas e maravilhosos vinhos, além das conversas sempre muito agradáveis e
cheias de cultura. Ao amigo Guilherme Camargo Lessa, que apesar de muitas
“reclamações e questionamentos” sempre esteve presente (mesmo que fosse online)
nas discussões durante o desenvolvimento do trabalho e pelas grandes sugestões no
exame de qualificação. A amigo Luiz Alberto Fernandes pela eterna tentativa que fazer
o laboratório de sedimentologia funcionar, e pelas valiosas correções na qualificação.
xi
Ao amigo Sergio Rebelo Dillenburg pela valiosa ajuda no aprendizado e uso do
software STM, e pelos muitos “helps” durante o desenvolvimento dos trabalhos e da
proposta do modelo.
Aos amigos Sidnei Pires Rostirolla e Fernando Mancini pelo empréstimo e
obtenção de muitas bibliografias.
Ao proprietário e funcionários da empresa de terraplanagem Zampieri que
permitiram que descrevêssemos perfis nas cavas durante longos períodos, inclusive
fornecendo materiais, tais como mapas e dados de pesquisas minerais elaborados por
seus técnicos.
Aos colegas do Departamento de Geologia da UFPR, funcionários, professores
e alunos, os quais não vou citar os nomes, pois a lista é muito grande, e poderia
esquecer de alguém sem querer, mas tenho certeza que cada um sabe o que
significou para mim durante todo este tempo em que aqui estive, pois não foram
apenas os serviços prestados mas, acima de tudo, o companheirismo a amizade e o
carinho que sempre me deram. Ao pessoal da Biblioteca do Setor de Tecnologia pelo
auxílio na obtenção das “inúmeras bibliografias”.
A Coordenação de aperfeiçoamento de pessoal de nível superior - CAPES pelos
primeiros meses de bolsa de doutorado. Ao Conselho nacional de desenvolvimento
científico e tecnológico – CNPq pelo apoio financeiro, através dos projetos individuais
processos nº 460134/00-0 e nº 471042/2003-0, e pela bolsa de doutorado processo nº
140860/2003-7. A Fundação Araucária pelo apoio financeiro através do projeto
Protocolo 451, chamada 001/2000.
E a aos meus pais e familiares por terem respeitado e apoiado meus sonhos, e
principalmente por terem tido paciência comigo durante todos estes anos, não só
agora durante o doutorado mais também antes desde o início da minha caminhada
rumo a “ciência”.
xii
ABSTRACT
The coastal plain of Paraná (Southern Brazil) is made up by at least two barrier
systems formed during the Pleistocene and Holocene, when relative sea level was
higher than present. This work aims to characterize the sedimentary facies and their
associations, to interpret sedimentary palaeoenvironments and to describe the
evolution of local Holocene barriers.
Facies characterization and interpretation was carried out through the survey
and description of vertical stratigraphic profiles and cores taken with a vibracore in two
sand exploitation quarries near Praia de Leste.
The barrier is mainly made up by fine to very fine quartz sand, with minor
fractions of coarser material up to fine gravel. 17 facies and 5 associations were
recognized and defined as inner shelf, lower shoreface, middle shoreface, upper
shoreface, and intertidal-subaerial beach.
The architecture of facies associations allowed for the identification of a 12-m
thick regressive sequence (2 meters above and 10 meters below mean palaeosea-
level), overlapping fine Pleistocene sediments. This sequence was formed under the
following palaeoenvironmental conditions: (a) lowering of sea-level by 2 ± 1 m; (b)
middle to low wave energy; (c) high mud and plant debris input from nearby estuaries
with subtropical plant formations and (d) episodic storm events.
14
C datings from the barrier samples showed a number of age inversions, as
shown by the deposition of older and highly reworked organic mud, wood and plant
debris over more recent sediment with in situ and little reworked tree trunks, shells and
shell fragments. The barrier age was estimated in 4,402-4,135 yr
14
C cal. BP near the
base and 2,987-2,751 yr
14
C cal. BP near the top, based upon datations of little
reworked in situ samples.
Taking into account facies associations,
14
C datations, Pleistocene substrate
morphology and coastal plain morphology, the following evolutionary model was
proposed: (a) small barrier islands and spits, migrating mainly to SW, were present
between 7,000 and 5,000 yr BP, during sea level maximum of 3.5 ± 1.0 m; (b) during
the following regression three evolutionary stages could be recognized: (b1) the SW
xiii
spit growth occurred between 7,000-5,000 yr BP and 4,000 yr BP, when sea-level
lowering was fast; (b2) a switch between progradation and NE spit growth occurred
between 4,000 and 2,500 yr BP, when sea level was almost stable; (b3) formation of
regressive ridges, induced by fast sea level lowering from 2,500 yr BP to present.
Key words: Holocene, regressive barrier, coastal evolution, sedimentary facies,
sealevel, Paraná coastal plain.
xiv
RESUMO
A planície costeira paranaense é constituída por pelo menos dois sistemas de
barreiras formadas durante o Pleistoceno e Holoceno, quando o nível relativo do mar
era superior ao atual. O objetivo principal deste trabalho foi caracterizar as fácies
sedimentares e suas associações, interpretar os paleoambientes de sedimentação e
contribuir para a compreensão da evolução das barreiras holocênicas desta planície.
A caracterização e interpretação das fácies foi realizada a partir do
levantamento e descrição de perfis estratigráficos verticais e sondagens com
vibrotestemunhador em duas cavas construídas para extração de areia, existentes nas
proximidades de Praia de Leste.
A barreira é constituída principalmente por areia quartzosa predominantemente
fina e muito fina, com percentagens subordinadas das outras frações de areia,
grânulos e até pequenos seixos. Foram identificadas 17 fácies e cinco associações,
denominadas: plataforma interna; face litorânea inferior, face litorânea média, face
litorânea superior e praia subaérea e intermaré.
A disposição das associações de fácies permitiu identificar uma seqüência
regressiva com espessura em torno de 12 m, sendo 2 m acima do paleonível médio do
mar e 10 m abaixo deste nível, sobreposta a sedimentos finos de idade pleistocênica e
formada sob condições paleoambientais de: (a) descida do nível do mar em torno de
2 ± 1 m; (b) média a alta energia de ondas; (c) abundante aporte de lama e detritos
vegetais provenientes de estuários próximos com vegetação subtropical e (d) influência
de eventos de alta energia de ondas.
As datações
14
C de amostras da barreira evidenciaram diversas inversões de
idade, explicadas pela datação de dois conjuntos diferentes de amostras. O primeiro
corresponde a lama orgânica e fragmentos de madeira e detritos vegetais, com
evidências de intenso transporte e idades maiores, depositados sobre sedimentos com
troncos, conchas e fragmentos de conchas com pouco ou nenhum transporte e idades
menores. A partir deste último conjunto, a idade da barreira regressiva foi estimada em
4.402-4.135 anos
14
C cal. A.P. próximo à base e 2.987-2.751 anos
14
C cal. A.P.,
próximo ao topo.
xv
A partir das associações de fácies, datações
14
C, morfologia do substrato
pleistocênico e da morfologia da planície costeira, foi proposto o seguinte modelo
evolutivo: (a) Entre 7.000 e 5.000 anos A.P., durante o máximo do nível do mar de
3,5 ± 1,0 m, teriam existido na região pequenas ilhas-barreira e esporões que cresciam
preferencialmente para sudoeste. (b) Durante o período regressivo subseqüente pode-
se distinguir pelo menos três estágios evolutivos: (b1) Entre o máximo e
aproximadamente 4.000 anos A.P, quando a descida do nível do mar foi mais
acelerada, teria ocorrido crescimento de esporões para sudoeste; (b2) Entre 4.000 e
2.500 anos A.P., quando o mar encontrava-se mais ou menos estável, ocorreu
alternância entre progradação e crescimento de esporões para nordeste; e (b3) após
2.500 anos A.P. até o presente, formação de cordões regressivos, favorecidos pela
aceleração da descida do nível do mar.
Palavras-chaves: Holoceno, barreira regressiva, evolução costeira, fácies
sedimentares, nível do mar, planície costeira paranaense.
CAPÍTULO 1: APRESENTAÇÃO
Segundo a Organização das Nações Unidas (ONU) mais da metade da
população mundial vive em regiões costeiras onde se desenvolvem usos diversificados
que geram intensos e crescentes conflitos e problemas de degradação e
contaminação.
Os processos naturais dos diversos ambientes que compõem a zona costeira
são complexos e de diversas escalas espaciais e temporais. Ademais os processos
induzidos por atividades humanas interferem nesta dinâmica complexa.
O século XX foi palco de uma ocupação crescente e diversificada das costas do
planeta. No Brasil, a intensificação da ocupação foi explosiva, gerando inúmeros
problemas de degradação e contaminação que estão longe de serem resolvidos.
A solução dos problemas costeiros requer abordagens multi e interdisciplinares
em diversas escalas espaciais e temporais. É neste marco de complexidade que a
compreensão da evolução geológica e paleogeográfica das regiões costeiras, por
representar uma escala regional e temporal de longo prazo, pode se constituir em
poderosa ferramenta para auxiliar na solução destes problemas.
O arcabouço geológico e geomorfológico, as mudanças climática, as variações
do nível do mar no Quaternário, os processos oceanográficos ao longo do tempo,
notadamente o transporte de sedimentos, comandaram a evolução dos diversos
sistemas costeiros, os quais continuam evoluindo sob os processos atuais, acrescidos
da interferência humana. As tendências evolutivas futuras de curto e longo prazo, não
podem ser previstas sem a compreensão dos processos de larga escala espacial e
temporal, isto é, regional e no Quaternário.
A presente Tese tem por objetivo avançar no conhecimento da evolução
geológica e paleogeográfica do litoral paranaense para contribuir na solução dos
problemas costeiros brasileiros. Para isto foram realizados estudos das barreiras
holocênicas paranaense, incluindo a caracterização das associações de fácies,
cronologia e evolução.
A Tese é apresentada em três capítulos visando sua posterior publicação. Deste
modo, cada capítulo apresenta os componentes tradicionais de um artigo científico
2
(introdução, objetivos, caracterização da área estudada, trabalhos anteriores,
resultados, discussão e conclusão). Como se trata de uma mesma área estudada, esta
organização implica algumas repetições, porém foi adotada visando dar maior
agilidade à publicação dos resultados da Tese. Apenas as referências bibliográficas
foram unificadas. O capítulo 2 refere-se à caracterização faciológica da barreira
regressiva paranaense, o capítulo 3 aos resultados das datações
14
C e problemas
relacionados à inversão das idades e o capítulo 4 a proposta do modelo evolutivo para
as barreiras holocênicas paranaenses.
3
CAPÍTULO 2: ASSOCIAÇÕES FACIOLÓGICAS FORMADAS SOB A
AÇÃO DE ONDAS NA BARREIRA HOLOCÊNICA REGRESSIVA DA
PLANÍCIE COSTEIRA PARANAENSE, SUL DO BRASIL
2.1. INTRODUÇÃO
As variações do nível relativo do mar, principalmente a descida de
aproximadamente 3 m após o máximo da transgressão pós-glacial, ocorrido entre
7.000 e 5.000 anos antes do presente (A.P.) (Angulo et al. 2006), associadas a
balanços positivos de sedimentos propiciaram a formação de extensas barreiras
regressivas na costa leste brasileira. Diversos trabalhos versando sobre a distribuição,
características sedimentológicas e evolução das barreiras entre os estados do Rio
Grande do Norte e do Rio Grande do Sul, têm sido publicados nas últimas décadas
(e.g. Martin & Suguio 1975, Suguio & Martin 1976a,b, Martin et al. 1980, 1988b, 1997,
Maia et al. 1984, Barbosa et al. 1986, Villwock et al. 1986, Dominguez et al. 1990,
Lessa et al. 2000). Apesar disso, são escassos os trabalhos que apresentem
caracterização das fácies sedimentares destas barreiras, destacando os de Dominguez
& Wanless (1991), Lessa et al. (2000) e Giannini et al. (2003). Contudo, estes
trabalhos apresentam apenas descrições parciais das associações de fácies das
barreiras.
No Brasil, como em outros países, a caracterização das fácies sedimentares
das barreiras tem sido realizada com base na descrição de testemunhos de sondagens
feitas com vibrotestemunhador e de descrições de sondagens geotécnicas, sendo em
alguns casos empregados equipamentos e métodos geofísicos (por exemplo Gandolfo
et al. 2003, Tamura et al. 2003, Bungenstock et al. 2004, Rodriguez et al. 2004).
Na região de Praia de Leste, no litoral paranaense, a existência de cavas de
extração de areia permitiu a exposição vertical e lateral das fácies, o que possibilitou a
descrição em afloramento da maior parte do perfil dos depósitos da barreira regressiva
holocênica e a obtenção, a partir do fundo da cava, de testemunhos de sondagem que
atingiram o substrato pleistocênico sobre o qual a barreira se depositou (Figuras 2.1 e
2.2).
4
O objetivo principal deste trabalho foi a caracterização das fácies sedimentares
e das associações faciológicas, buscando-se a reconstrução dos paleoambientes de
sedimentação, no sentido de contribuir para melhor compreensão da evolução das
barreiras regressivas da planície sedimentar da costa paranaense.
Brasil
Estado do Paraná
30º
30ºS
20º
40º
50º60º
70ºW
0º
10º
Ilha do Cardoso
Superagui
Ilha do Mel
Baía de Paranaguá
Baía de Guaratuba
25º10’S
48º40’W
Oceano Atlântico
Praia de Leste
Matinhos
Pontal do Sul
#1
#2
#3
Paranaguá
N
0100m
25º41’32”S
6
2
1km510
m
a
ac
1) 2) 3) 4) 5) 6) 7)
0 10km
48º20’W
25º30’S
25º50’S
48º00’W
b
Rio Guaraguaçu
b
c
Figura 2.1: Localização da área estudada: 1) barreira pleistocênica, 2) barreira holocênica,
3) sedimentos paleolagunares, 4) planície de maré atual, 5) outras unidades, 6) perfil
topográfico, 7) cavas de extração de areia. Inset com a distribuição dos perfis estratigráficos e
das sondagens com vibrotestemunhador nas cavas de extração de areia.
5
Figura 2.2: Vista da cava de extração de areia em Praia de Leste.
2.2. ÁREA ESTUDADA
O litoral paranaense caracteriza-se pela existência de extensa planície costeira
com barreiras quaternárias, cuja largura atinge 55 km na região de Paranaguá, e de
extensos complexos estuarinos dentre os quais se destacam os de Paranaguá e
Guaratuba (Figura 2.1).
As marés atuais são do tipo semidiurnas, com amplitude média em torno de
1,4 m na costa oceânica e 1,7 m no interior do estuário de Paranaguá, caracterizando
regime de micro-marés (Marone & Jamiyanaa 1997). As ondas atingem a costa em
dois sistemas preferenciais, provenientes de ENE e de SSE/SE, com período médio de
11 segundos e altura média de 1,8 m (Portobrás 1983). O sistema de ondas SSE/SE
está relacionado à passagem de sistemas meteorológicos frontais que ocasionam as
ondas de tempestades. No litoral paranaense é comum a ocorrência de eventos de
alta energia que ocasionam mudanças significativas no perfil praial, eventos estes que
segundo Quadros (2002) seriam intensificados pelo aumento da agitação marítima
ocasionada pelas trajetórias dos centros de pressão e conseqüentes vórtices
ciclônicos, pela magnitude das massas de ar envolvidas nestes fenômenos, e pelo
aumento na incidência de sistemas meteorológicos frontais.
6
A área estudada localiza-se entre as latitudes de 25º30’S e 25º50’S e longitudes
de 48º20’W e 48º40’W na planície costeira paranaense que se estende desde
Matinhos a Pontal do Sul e a aproximadamente 3,5 km da costa atual (Figura 2.1). O
setor da planície costeira onde se localiza a área estudada foi mapeado por Angulo
(1992, 2004) como uma planície costeira com cordões litorâneos da época do
Holoceno e definida por Lessa et al. (2000) como uma barreira regressiva. Na área são
visíveis os cordões litorâneos que têm orientação N30E, coincidente com a orientação
da linha de costa atual (Figuras 2.1 e 2.3), localizada a aproximadamente 3,5 km das
cavas estudadas. Ao sul da área investigada, ocorre uma faixa perpendicular à costa
que corta os cordões, constituída por sedimentos paleoestuarinos (Angulo 1992, 2004),
e interpretada por Lessa et al. (2000) como uma paleo-desembocadura da baía de
Paranaguá (Figura 2.1).
Figura 2.3: Vista da forma dos cordões litorâneos (feição ondulada no nível mais claro da foto)
em corte transversal à paleocosta em frente ao perfil 17 (localização inset figura 2.1).
As praias do litoral paranaense são compostas por areias finas a médias, bem
selecionadas, constituídas principalmente por quartzo e porcentagens variáveis de
grãos carbonáticos biodetríticos e minerais pesados (Angulo 1992, 2004). Comumente,
são praias do tipo intermediário, com declives suaves (entre 1 a 5º) e presença de pelo
menos duas barras na zona de surfe. Na parte superior da praia são freqüentes
cordões de dunas frontais, paralelos à linha de costa, com alturas entre 3 a 5 m e
formados por areias finas bem selecionadas (Angulo 1992, 2004). A face litorânea e a
plataforma interna segundo Veiga et al. (2004) são compostas por diversos tipos de
sedimentos. Segundo estes autores entre a zona de arrebentação e a isóbata de 15 m
7
ocorrem cinco tipos principais de sedimentos: (a) areias finas e muito finas do delta de
maré vazante associado à desembocadura sul do complexo estuarino de Paranaguá;
(b) areias finas a muito finas pertencentes a barras do início da zona de arrebentação;
(c) areias muito finas com teores de silte e argila entre 10 e 40 % que ocorrem próximo
à costa entre as profundidades de 5 e 10 m; (d) areias médias a grossas que ocorrem
entre 10 e 14 m e interpretadas como de origem palimpséstica; e (e) areias finas da
plataforma na faixa dos 10 a 15 m de profundidade.
2.3. MATERIAIS E MÉTODOS
A caracterização e interpretação das fácies da barreira regressiva foi realizada a
partir do levantamento e descrição de 18 perfis estratigráficos verticais em duas cavas
construídas para extração de areia existentes nas proximidades de Praia de Leste,
onde o rebaixamento artificial do lençol freático permitiu observar afloramentos com
continuidade lateral de cerca de 100 m e altura de até 9 m (Figuras 2.1 e 2.2).
Para complementar as descrições dos afloramentos foram realizadas ainda
cinco sondagens com vibrotestemunhador no fundo da cava, utilizando canos de
alumínio de 6 m de comprimento e 7,5 cm de diâmetro. Os perfis estratigráficos e as
sondagens foram nivelados utilizando nível de precisão e teodolito. O nivelamento foi
referenciado ao RN-2049-L, que tem altitude de 3,22 m acima do nível médio do mar e
localiza-se na margem da rodovia PR-407, a aproximadamente 1 km de distância das
cavas.
A classificação das fácies foi feita como base no código de fácies proposto por
Miall (1978, 1996) para ambiente fluvial e no trabalho de Cowan (1991). Nas siglas
utilizadas, a letra inicial maiúscula corresponde à granulometria e as letras minúsculas
seguintes às estruturas, tendo sido incluídos novos códigos ou letras quando
necessário e, em geral mantendo a nomenclatura em inglês.
Para a caracterização das fácies foram descritas características
sedimentológicas (composição, granulometria e variações texturais), estruturas
sedimentares, feições arquiteturais (espessura, forma e contato das camadas),
paleocorrentes e icnofósseis.
A identificação das fácies sedimentares, suas associações, sucessões e
nomenclatura para descrição dos elementos (estruturas, composição, contatos) e dos
8
ambientes, foram baseadas nos trabalhos de Leckie & Walker (1982), Allen (1984),
Reading (1996), Fritz & Moore (1988), Reinson (1992) e Walker & Plint (1992).
Nos afloramentos e nas sondagens foram coletadas 272 amostras para análises
granulométricas. Estas análises foram feitas pelo método tradicional de pipetagem
para os pelitos e peneiramento, com intervalo de 0,5 phi, para os psamitos segundo
métodos encontrados em Suguio (1973) e Giannini (1987). As análises foram
realizadas no Laboratório de Estudos Sedimentológicos e Petrologia Sedimentar, da
Universidade Federal do Paraná (LabESed-UFPR), e os parâmetros estatísticos foram
obtidos através do método dos momentos, utilizando o software Momentos, versão 4,
desenvolvido por Paulo C. F. Giannini - IGc-USP.
2.4. FÁCIES SEDIMENTARES
A barreira é constituída principalmente por areia quartzosa predominantemente
fina e muito fina, com percentagens subordinadas das outras frações de areia,
grânulos e até pequenos seixos. Na parte inferior da barreira, ocorrem areias lamosas
compostas de areia fina a muito fina com teores de silte e argila entre 25 e 50%. São
freqüentes fragmentos de conchas; conchas inteiras, às vezes articuladas e em
posição de vida; detritos vegetais, fragmentos de madeira e até troncos. Também são
abundantes os icnofósseis, principalmente Ophiomorpha e outros tipos de tubos
preenchidos.
Na barreira foram identificadas 17 fácies deposicionais (Tabela 2.1), seguindo o
conceito definido por Walker & James (1992) pelo qual fácies sedimentar é um corpo
de rocha caracterizado por seus atributos físicos, não confinado a uma posição
estratigráfica e definido a partir de critérios descritivos.
Tabela 2.1: Fácies identificadas na barreira regressiva holocênica de Praia de Leste
Fácies Código
Areia com estratificação cruzada planar
Sp
Areia com estratificação cruzada acanalada
St
Areia com estratificação cruzada de baixo ângulo
Sli
Areia com estratificação cruzada de muito baixo ângulo
Slb
Areia com estratificação cruzada swaley
Ssc
Areias finas a grossas preenchendo escavações
Ss
Areia com estratificação cruzada sigmóide
Ssg
Areia com estratificação cruzada tangencial na base
Stb
Areia maciça
Sm
Areia com ondulações e laminação cruzada
Sr
Areia com acamamento flaser
Sf
Detritos vegetais e lama carbonácea com estratificação cruzada hummocky
Chc
9
Heterolítica ondulada
Hw
Heterolítica bioturbada
Hb
Lama maciça
Fm
Lama com acamamento linsen
Fl
Lama com acamamento linsen bioturbada
Flb
2.4.1. Areia com estratificação cruzada planar (Fácies Sp)
A fácies Sp é formada por estratos de 5 a 50 cm de espessura, compostos por
areia média a fina, moderadamente a bem selecionada, às vezes com fragmentos de
conchas. Os estratos apresentam estratificação cruzada planar, com direção de
mergulho para ESE e SE. Esta fácies foi interpretada como correspondente a
depósitos frontais de dunas subaquosas de crista reta a linguóide, formadas em regime
de fluxo inferior. O contato inferior é erosivo e, às vezes, esta fácies passa lateralmente
para a fácies Stb. Na base de alguns estratos ocorrem tubos Ophiomorpha
preenchidos atribuídos a Callichirus major (Figura 2.4).
Figura 2.4: Fácies Sp, caracterizada por sets com estratificação cruzada planar, em contato
erosivo sobre a fácies Hw(s). (Perfil 4 – inset figura 2.1).
2.4.2. Areia com estratificação cruzada acanalada (Fácies St)
A fácies St é formada por estratos de 4 a 50 cm de espessura, compostos por
areia média a muito fina, moderadamente a bem selecionada, contato inferior erosivo,
com estratificação cruzada acanalada, com direção de mergulho predominante SE e
subsidiariamente para N, E, ENE, SSE, S, SSW, SW, W. Esta fácies foi interpretada
10
como correspondente a migração de dunas subaquosas de crista linguóide a sinuosa
(3D) formadas em regime de fluxo inferior.
Esta fácies ocorre abaixo, ou ao lado de fácies Sli, e em alguns casos com
bastante bioturbação associada aos tubos de Ophiomorpha atribuídos a Callichirus
major (Figura 2.5). Também ocorrem lâminas com deformações, atribuídas a arrasto,
variação textural e moldes de conchas (Figura 2.5).
a
b
Figura 2.5: Fácies St com estratificação cruzada acanalada: a) de grande porte (perfil 14);
b) com deformação atribuída a fluidificação e com fragmento de tronco (perfil 15). Localização
inset figura 2.1.
2.4.3. Areia com estratificação cruzada de baixo ângulo (Fácies Sli)
A fácies Sli é formada por camadas cuneiformes com 5 cm a 1,8 m de
espessura, constituídas por areia fina a muito fina, bem a muito bem selecionada, às
11
vezes com grânulos e fragmentos de conchas. As camadas são limitadas por
superfícies erosivas planas, subhorizontais ou levemente inclinadas com ângulos de 1
a 2º, podendo apresentar padrão de variação textural de granodecrescência
ascendente. As camadas são cuneiformes e a estratificação interna apresenta
mergulho que varia de 1º e 5º, maior que o dos planos que limitam os sets, com
caimento preferencialmente para ESE e subsidiariamente para WNW. Tais
características configuram estratificação cruzada de baixo ângulo, típicas da zona de
espraiamento (swash cross-stratification).
O contato inferior é erosivo, freqüentemente sobre areias da fácies St que
apresentam densidade maior de traços fósseis (Figuras 2.6 e 2.7). Nos estratos
inferiores da fácies Sli ocorrem tubos Ophiomorpha preenchidos atribuídos a
Callichirus major, assim como moldes de conchas com convexidade para cima.
Os estratos da porção basal passam lateralmente no sentido ESE para a
subfácies Ssg(b) e para a fácies St, que representam o pé da praia (beach step), início
da zona de espraiamento (swash zone) (Figura 2.6 e 2.7). As camadas que mergulham
para WNW ocorrem preferencialmente na parte superior da seqüência, intercaladas
com as que mergulham para ESE.
Figura 2.6: Fácies Sli em contato abrupto sobre a fácies St, que apresenta perfurações tipo
Ophiomorpha. Notar a transição lateral (lado direito da foto) para fácies Ssg e St que
representam o pé da praia (beach step), e fácies Sp interdigitadas (perfil 13 – inset figura 2.1).
12
Figura 2.7: fácies Sli com direção de mergulho para o mar (face praial) e para o continente
(pós-praia) indicado pelas setas. Note as fácies Sp interdigitadas correspondentes a pequenos
canais na face praial (perfil 13 – inset figura 2.1).
2.4.4. Areia com estratificação cruzada de muito baixo ângulo (Fácies Slb)
A fácies Slb é formada por estratos de 3 a 110 cm de espessura, compostos por
areia fina a muito fina, moderadamente a bem selecionada, às vezes com conchas,
fragmentos de conchas e detritos vegetais, com laminação cruzada de baixo ângulo
(<3º) a subhorizontal. Os sets freqüentemente são limitados por superfícies erosivas
planas a onduladas. Ocorrem lateralmente associadas a fácies Ssc, sendo por isso
interpretadas como produto da ação de ondas de tempestade. Os sets apresentam-se
bastante bioturbados e com abundantes tubos Ophiomorpha (Figura 2.8).
13
Figura 2.8: Fácies Slb com estratificação cruzada de muito baixo ângulo, e tubos
Ophiomorpha, sobreposta por fácies Ssc com estratificação cruzada swaley (perfil 17 – inset
figura 2.1).
2.4.5. Areia com estratificação cruzada swaley (Fácies Ssc)
A fácies Ssc é formada por estratos lenticulares de 10 a 40 cm de espessura,
compostos por areia fina a muito fina, com conchas, fragmentos de conchas e detritos
vegetais, contato inferior erosivo, com estratificação cruzada de baixo ângulo e
mergulhos variados, com truncamentos por onda, produto de fluxo oscilatório. Algumas
feições convexas (hummocky) ocorrem ocasionalmente, assim como intercalações de
lâminas compostas por detritos vegetais lenhosos com forma arredondada. Ocorre
geralmente associada à fácies Slb. Medidas de paleocorrentes desta fácies indicaram
uma direção preferencial para NW (Figura 2.9). Esta fácies foi definida como
estratificação cruzada swaley por Leckie & Walker (1982).
14
a
b
c
Figura 2.9: Fácies Ssc com estratificação cruzada swaley. Note as feições convexas
(hummocky) e a alta concentração de detritos vegetais. a) Perfil 5, b) perfil 17 e c) perfil 11 –
inset figura 2.1.
15
2.4.6. Areias finas a grossas preenchendo escavações (Fácies Ss)
A fácies Ss é formada por estratos de 4 a 15 cm de espessura, compostos por
areia fina a grossa, com grânulos, preenchendo escavações. Também podem
apresentar fragmentos de conchas e abundantes detritos vegetais lenhosos,
arredondados e com até 2 cm (Figura 2.10). Freqüentemente apresentam
estratificação e ocorrem associadas e abaixo das fácies Ssc e Slb.
Figura 2.10: Fácies Ss com areia fina a grossa e detritos vegetais preenchendo escavação,
associada a fácies Ssc. (perfil 17 – inset figura 2.1).
2.4.7. Areia com estratificação cruzada sigmóide (Fácies Ssg)
A fácies Ssg é formada por estratos de 4 a 50 cm de espessura, compostos por
areia fina a muito fina, moderadamente a bem selecionada, às vezes com grãos e
fragmentos de conchas, contato inferior gradacional a erosivo, com estratificação
cruzada sigmóide, com mergulho de até 14º para E, S e SSW. Esta fácies foi
interpretada como correspondente a migração de formas de leito de dunas
subaquosas de crista reta a linguóide (2D), com alto transporte de fundo por tração,
mas também com transporte por suspensão, de forma que as areias são depositadas
pela combinação dos dois processos, resultando numa geometria assintótica na base e
no topo. Duas subfácies foram distinguidas:
Ssg(t): sigmóides com lama e detritos vegetais nos foresets (maré)
Ssg(b): sigmóides associadas lateralmente à fácies Sli (pé de praia)
16
A subfácies Ssg(t) ocorre abaixo da fácies St, e geralmente associada à fácies
Stb e em alguns casos com bastante bioturbação principalmente associada a tubos
Ophiomorpha atribuídos a Callichirus major. Também ocorrem lâminas com
deformações atribuídas a fluidificação, com variação textural e moldes de conchas com
convexidade para cima (Figura 2.11).
Figura 2.11: Subfácies Ssg(t) com estratificação cruzada sigmóide associada a fácies Stb.
(perfil 16 – inset figura 2.1).
A subfácies Ssg(b) corresponde a continuidade lateral da fácies Sli, e
representam o pé da praia (beach step) na base da zona de espraiamento (swash
zone) (Figura 2.6).
2.4.8. Areia com estratificação cruzada tangencial na base (Fácies Stb)
A fácies Stb é formada por estratos de 10 a 20 cm de espessura, compostos por
areia fina bem selecionada, com estratificação cruzada tangencial na base e
truncamento no topo por superfícies erosivas, normalmente planares, com direção de
mergulho para WNW, S e SSE. Esta fácies pode ter três diferentes interpretações:
a) migração de formas de leito 2D e face de avalanche assintótica na base; b) vista
paralela ao fluxo de formas de leito 3D; c) fácies originalmente sigmóide, com
truncamento no topo por erosão posterior (superfície de reativação). A opção por uma
destas interpretações depende das fácies associadas.
Em geral esta fácies ocorre associada a fácies Sp, e lateralmente a fácies Ssg.
Em alguns estratos foram observados moldes de conchas e lâminas com deformações
17
atribuídas à fluidificação (Figura 2.12). Também foram observadas lâminas frontais
com formas lenticulares cuja origem não foi identificada (Figura 2.12).
a
b
c
Figura 2.12: Fácies Stb com estratificação cruzada tangencial na base: a) variações da fácies
Stb, sets com preservação apenas das lâminas basais (Stb superior) e sets truncados no topo
(Stb inferior), e com fácies Ssg associada, b) com lâminas deformadas atribuídas a
18
fluidificação, e c) com formas lenticulares, de origem não identificada, nas lâminas frontais
(perfil 16 – inset figura 2.1).
2.4.9. Areia maciça (Fácies Sm)
A fácies Sm é formada por estratos de 1 a 170 cm de espessura, compostos por
areia fina a muito fina moderadamente selecionada, com conchas, fragmentos de
conchas, detritos vegetais e fragmentos de lama dispersos, tem contato inferior
gradacional a erosivo e aspecto maciço. Esta fácies apresenta-se intensamente
bioturbada, não sendo possível a determinação do processo deposicional (Figura
2.13).
Figura 2.13: Fácies Sm de areia muito fina a fina, maciça, intensamente bioturbada. Note a alta
concentração de conchas e fragmentos de conchas, inclusive com espécimes em posição de
vida (perfil 17 – inset figura 2.1).
2.4.10. Areia com ondulações e laminações cruzadas (Fácies Sr)
A fácies Sr é formada por estratos de 2 a 45 cm de espessura, compostos por
areia fina a muito fina, moderadamente selecionada, com laminação cruzada, ás vezes
com lâminas de detritos vegetais, com ondulações simétricas (ondas) e/ou
assimétricas (correntes), resultantes da ação de ondas e correntes unidirecionais a
elas associadas. Apresenta am alguns casos comprimento de onda entre 6 e 20 cm e
altura entre 2 e 5 cm. Esta fácies ocorre abaixo da fácies Ssc (Figura 2.14).
19
Figura 2.14: Fácies Sr com ondulações e laminações cruzadas associadas a fácies Sf de areia
com acamamento flaser e fácies Hw heterolítica ondulada (perfil 4 – inset figura 2.1).
2.4.11. Areia com acamamento flaser (Fácies Sf)
A fácies Sf é formada por estratos de 15 cm de espessura, composto por
lâminas onduladas de areia muito fina a fina, com lentes de lama e/ou detritos vegetais
nas calhas de ondulações simétricas (Figura 2.14). Esta fácies foi interpretada como
produto de fluxo oscilatório gerado por frentes de ondas, com períodos de calmaria
quando houve decantação de lama e detritos vegetais. Não se descarta também a
associação com correntes de maré. Esta fácies ocorre acima da fácies Hw(s).
2.4.12. Detritos vegetais e lama carbonácea com estratificação cruzada
hummocky (Fácies Chc)
A fácies Chc é formada por estratos de 2 a 15 cm de espessura, compostos por
detritos vegetais com intercalações de lama formando camadas com ondulações e
truncamentos por ondas (Figura 2.15). Ocorre geralmente acima da fácies Sr, e abaixo
ou interdigitada com a fácies Ssc.
20
Figura 2.15: Fácies Chc com detritos vegetais e lama com estratificação cruzada hummocky,
associado a fácies Ssc e Sm (perfil 13 – inset figura 2.1).
2.4.13. Heterolítica ondulada (Fácies Hw)
A fácies Hw é formada por interestratificação de lama e areia muito fina a fina,
resultando em acamamento ondulado (wavy). Esta fácies é produzida por fluxos
oscilatórios e/ou direcionais, com flutuação na energia do fluxo permitindo deposição
alternada das frações areia e lama. Duas subfácies podem ser distinguidas:
Hw(s) = ondulações simétricas, produzidas pela ação de ondas e fluxos
oscilatórios.
Hw(a) = ondulações assimétricas, produzidas por correntes trativas
unidirecionais.
A fácies Hw(a) é formada por estratos de 8 a 80 cm de espessura, compostos
por uma alternância de lâminas onduladas de areia fina a muito fina e lama. O contato
inferior é abrupto. Esta fácies foi interpretada como formada por uma alternância de
processos de fluxos trativos ou oscilatórios (areia) e decantação (lama).
A fácies Hw(s) é formada por estratos 3 a 60 cm de espessura, composto por
alternância de lâminas onduladas de areia fina a muito fina e de lama e/ou detritos
21
vegetais (Figura 2.14). O contato inferior é abrupto. As ondulações têm comprimento
de onda (λ) entre 6 e 12 cm e altura (h) de 1 cm. Está fácies foi interpretada como
sendo depósitos de areia em marcas onduladas sob regime de fluxo inferior oscilatório,
intercaladas a processos de decantação de lama.
2.4.14. Heterolítica bioturbada (Fácies Hb)
A fácies Hb é formada por interestratificação de lama e areia muito fina a fina,
com conchas e fragmentos de conchas. A estratificação apresenta-se parcial a
totalmente obliterada por intensa bioturbação. Interpreta-se que esta fácies foi
originada pelos mesmos processos deposicionais que geraram a fácies Hw, sofrendo
ainda no sítio deposicional o revolvimento por organismos bentônicos (Figura 2.16).
Figura 2.16: Fácies Hb heterolítica bioturbada (sondagem #5 – inset figura 2.1).
2.4.15. Lama em drapes (Fácies Fm)
A fácies Fm é formada por estratos de 1 a 45 cm de espessura, compostos por
lama, às vezes com conchas, contato inferior abrupto, maciça na forma de drape
22
(Figura 2.17). Esta fácies foi interpretada como sendo formada por processo
decantação com dissipação das ondas/correntes. Ocorre geralmente acima da fácies
Sr, e abaixo ou intercalada com a fácies Ssc (Figura 2.17).
Figura 2.17: Fácies Fm de lama em drapes associada a fácies Ssc (perfil 11 – inset figura 2.1).
2.4.16. Lama com acamamento linsen (Fácies Fl)
Esta fácies é formada por estratos de 4 a 80 cm de espessura, compostos por
interlaminação de lama e silte, com fragmentos de conchas, e intercalações de lentes
de areia muito fina a fina, caracterizando acamamento lenticular (linsen). Fácies
formada por processos de decantação com interveniência de episódicas e fracas
correntes trativas (possivelmente decorrentes de eventos associados a tempestades).
Geralmente ocorre acima da fácies Fm.
2.4.17. Lama com acamamento linsen bioturbada (Fácies Flb)
A fácies Flb é formada por estratos de 1 a 170 cm de espessura, composto por
lama cinza escura com aspecto maciço, freqüentemente muito bioturbada.
23
Ocasionalmente podem ser observadas estratificações e lentes delgadas de areia
(Figura 2.18). Em alguns casos esta fácies ocorre intercalada a fácies Sm.
Figura 2.18: Fácies Flb lama com acamamento linsen bioturbada (sondagem #5 – inset figura
2.1).
2.5. ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E INTERPRETAÇÃO PALEOAMBIENTAL
A barreira está limitada na sua base por uma superfície erosiva de difícil
identificação que foi definida com o auxilio de datações carbono 14 (
14
C) (ver
capítulo 3). A partir do nivelamento dos perfis estratigráficos em relação ao nível médio
do mar atual as fácies foram correlacionadas para determinar variações na espessura
e no posicionamento de cada uma (Figuras 2.19 e 2.20). Os processos sedimentares
interpretados, as inter-relações entre as fácies e a definição de fácies geneticamente
associadas permitiram que fossem agrupadas em cinco associações faciológicas. Tais
associações foram denominadas de acordo com o ambiente de formação e
interpretadas como correspondentes a: plataforma interna (IS); face litorânea inferior
24
(LS), face litorânea média (MS) face litorânea superior (US) e praia subaérea e
intermaré (F) (Figuras 2.19 e 2.20).
P13
P12
P04
P14
P11
P08
P17/#4
P17#05
#03
P09
P03
P07
P16
#02
P10
#01
P01
P15
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-12
P06
-13
-14
-12
-11
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
-9
-10
Praia subaérea-intermaré
Substrato
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
-9
-10
-11
Face litorânea superior
Face litorânea
média
Face litorânea inferior
Plataforma
rasa
Figura 2.19: Perfis esquemáticos com a distribuição dos perfis estratigráficos e das sondagens
com vibrotestemunhador mostrando a variação nas espessuras, profundidade e
paleoprofundidades das associações de fácies da barreira holocênica (inset figura 2.1).
25
Plataforma interna
Substrato pleistocênico
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Cava
Rio Guaraguaçu
Praia subaérea e intermaré
Face litorânea superior
Face litorânea inferior
Barreira pleistocênica
?
01km
?
Sedimentos lagunares do Holoceno
Barreira regressiva holocênica
Superfície de ravinamento
-16
Face litorânea média
Depósitos de planície aluvial atual
Figura 2.20: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste com a distribuição das
associações de fácies da barreira holocênica (perfil topográfico b-c figura 2.1).
Para a correlação das fácies com os ambientes atuais foram determinadas as
paleoprofundidades em que as fácies se formaram, considerando para isto a idade de
formação da barreira (capítulos 3 e 4) a partir das idades de conchas e troncos que
forneceram valores entre 4.402-4.135 anos
14
C calibrados (cal.) próximo à base da
barreira e 2.987-2.751 anos
14
C cal. próximo ao topo, e do paleonível do mar na região
neste período, que segundo Angulo et al. (2006) estaria em torno de 2,0 ± 1,0 m acima
do atual (Figura 2.21).
0
1
2345678
1.000 anos cal. A.P.
-2
-1
0
1
2
3
4
5
6
m
Figura 2.21: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. (2006).
26
2.5.1. Plataforma interna (Inner shelf) – IS.
A associação plataforma interna (IS) ocorre na parte basal da barreira entre 10 e
9 m de paleoprofundidade. Nesta associação predominam fácies de lamas arenosas
bioturbadas (Hb) e de areias finas a muito finas bioturbadas (Sm) freqüentemente
associadas às fácies de lama e areia com linsen (Fl), lamas em drapes (Fm) e areias e
lama com acamamento wavy (Hw). Nesta associação, ocorrem detritos vegetais
arredondados, evidenciando transporte, conchas e fragmentos de conchas, incluindo
conchas juvenis, conchas articuladas, em posição de vida e com o perióstraco
preservado, indicando pouco ou nenhum transporte. Esta associação indica
predomínio de processos de decantação, associados com intensa atividade biológica
no fundo, alternada com períodos de maior energia, com atuação de ondas de
tempestade que remobilizavam o fundo (Figuras 2.19 e 2.22).
P17#05
P17/#4
#03
#01
#02
-7
-8
-9
-10
ASMFFM
AreiaFin os
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFi nos
ASMFFM
AreiaFino s
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-12
-11
-9
-10
1) 2) 3) 4) 5)
Figura 2.22: Distribuição nos perfis da fácies da associação plataforma interna (IS).1) drapes
de lama, 2) estratificação cruzada planar (fácies Sp), 3) bioturbações, 4) conchas e fragmentos
de conchas. Localização ver inset figura 2.1.
27
2.5.2. Face litorânea inferior (Lower shoreface) – LS
A associação de fácies da face litorânea inferior (LS) ocorre acima da
associação IS entre 9 e 6 m de paleoprofundidade. Esta associação é formada por
intercalação de níveis de areia fina a muito fina (Sm) e lamas arenosas (Hb)
bioturbadas (Figuras 2.19 e 2.23). Às vezes em direção ao topo a fácies Sm ocorre
intercalada com areias com estruturas cruzada swaley (Ssc) e areias com
estratificação cruzada de muito baixo ângulo (Slb). Nas fácies arenosas ocorrem
detritos vegetais arredondados, evidenciando intenso transporte. Também ocorrem
conchas e fragmentos de conchas, incluindo espécimes juvenis, com pouco ou
nenhum transporte, às vezes com concavidade para cima, às vezes em posição de
vida. Nesta associação predominam os fluxos oscilatórios e trativos de alto regime,
ocasionados por eventos de tempestades e subsidiariamente processos de
decantação atribuídos a períodos de calmaria.
P17/#4
P17#05
P01
-4
-5
-6
-7
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
Areia
Finos
ASMFF M
Areia
Finos
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-6
-7
-8
-9
E
1) 2) 3) 4) 5) 6) 7)
Figura 2.23: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea inferior (LS). 1)
Ondulações e laminações cruzadas simétricas e laminação flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 2)
estratificação cruzada swaley (fácies Ssc), 2) estratificação cruzada de muito baixo ângulo
28
(fácies Slb), 3) drapes de lama, 4) lentes de areia, 5) bioturbações, 6) conchas e fragmentos
de conchas. Localização ver inset figura 2.1.
2.5.3. Face litorânea média (Middle shoreface) – MS
A associação de fácies da face litorânea média (MS) é caracterizada pela
predominância da fácies de areia com estratificação cruzada swaley (Ssc). Esta
associação ocorre acima da associação LS entre 6 e 3 m de paleoprofundidade, sendo
composta por areia fina a muito fina, com níveis de lama. Também são freqüentes
detritos vegetais com evidência de intenso transporte (Figuras 2.19 e 2.24), conchas e
fragmentos de conchas, tanto com evidências de intenso transporte quanto com pouco
ou nenhum transporte. Interdigitadas ou acima da fácies Ssc ocorrem fácies arenosas
com estratificação cruzada de muito baixo ângulo (Slb) e fácies de areia intensamente
bioturbada (Sm). Nessa associação ocorrem seqüências que se iniciam com a
subfácies Slb, com aumento da bioturbação em direção ao topo, passando
transicionalmente para a fácies Sm e culminando numa superfície erosiva com fácies
Ssc sobrepostas. Na parte inferior da associação, ocorrem marcas onduladas
oscilatórias (Sr e Hw(s)) e detritos vegetais e/ou lamas com estratificação cruzada
hummocky (Chc). De forma subordinada, na parte superior da associação ocorrem
intercalados estratos arenosos de 10 a 15 cm de espessura de areias com
estratificação cruzada planar (St) e tangencial na base (Stb).
Na deposição dos sedimentos desta associação predominaram processos de
fluxos oscilatórios, subsidiariamente fluxos trativos de regime superior e de forma
subordinada processos de decantação e de fluxo trativo de regime inferior. As fácies
desta associação foram interpretadas como formadas sob o predomínio de processos
de ação de ondas, na zona mais rasa do esbeltamento de ondas antes da
arrebentação. A fácies Sm corresponde a deposição em períodos mais calmos, que
permitiriam intensa atividade biológica no fundo, e a fácies Ssc e a subfácies Slb a
períodos de alta energia com intenso retrabalhamento do fundo pelas ondas.
P17/#4
P07
P08
P11
P09
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P10
P16
0
-1
-2
-3
-4
-5
ASMFFM
Areia
Finos
ASMFFM
Areia
Finos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
AreiaFinos
ASMFFM
Areia
Finos
ASMFFMG
AreiaFinos
ASMFFMG
AreiaFinos
ASMFF
Areia
Finos
ASMFF
Areia
Finos
ASMFFMGMG
Areia
Finos
ASMFFM
Areia
Finos
ASMFF
AreiaFinos
ASMFF
AreiaFinos
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-2
-3
-4
-5
-6
-7
P06
1)
2)
3) 4)
5)
6)
7) 8)
9) 10) 11)
12)
13)
14)
30
Figura 2.24: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea média (MS). 1) estratificação cruzada swaley (fácies Ssc), 2) estratificação
cruzada de muito baixo ângulo (fácies Slb) , 3) estratificação cruzada truncada por onda Hummocky (fácies Chc), 4) estratificação cruzada planar (fácies
Sp), 5) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 6) estratificação cruzada tangencial na base (fácies Stb), 7) ondulações e laminações cruzadas
simétricas e laminação flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 8) climbing, 9) drapes de lama, 10) detritos vegetais, 11) conchas e fragmentos de conchas, 12)
tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus Major, 13) bioturbações, 14) direção de paleocorrentes. Localização ver inset figura 2.1.
30
2.5.4. Face litorânea superior (Upper shoreface) – US
A associação face litorânea superior (US) ocorre entre 3 e 1 m de
paleoprofundidade. A associação é formada principalmente por estratos arenosos de
20 a 50 cm de espessuras, com estratificações cruzadas tangenciais na base (Stb) e
acanaladas (St) com sentido predominante para S-SE. Subsidiariamente ocorrem
estratos 10 a 40 cm de espessura com estratificação cruzada planar (Sp) e sigmóide
(Ssg) com direções predominantes para S e S-SW. Nas estratificações cruzadas foram
observadas estruturas de fluidificação. As fácies desta associação geralmente
apresentam intensa bioturbação associada a tubos Ophiomorpha atribuídos a
Callichirus major. Também foram observados moldes de conchas com a convexidade
para cima. Na parte superior da associação a fácies St e a subfácies Ssg(b) passam
transicionalmente para fácies Sli (Figuras 2.19 e 2.25).
Esta associação foi interpretada como formada principalmente por correntes
trativas de regime inferior, geradas por ondas na zona de arrebentação e surfe com a
presença de bancos de areia e canais.
A fácies St que tem direções predominantes para a costa e para o mar pode ter
sido formada por correntes de retorno durante tempestades enquanto que as fácies
Stb, Sp e Ssg(t), que têm direções predominantes paralelas à costa, podem ter sido
formadas pelas correntes de deriva litorânea longitudinal nos canais da zona de surfe.
Uma certa ciclicidade observada nas lâminas frontais da fácies Stb e da subfácies
Ssg(t) pode corresponder à influência da maré devido a proximidade de uma
desembocadura estuarina.
31
P13
P04
P10
P15
P16
1
0
-1
ASMFFMG
AreiaFinos
ASMFFMG
AreiaFinos
ASMFFMG
Areia
Finos
ASMFFMG
AreiaFinos
ASMFFMG
Areia
Finos
ASMFFMG
Areia
Finos
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-1
-2
-3
P06
1) 2) 3) 4) 5) 6) 7) 8) 9) 10)
Figura 2.25: Distribuição nos perfis das fácies da associação face litorânea superior (US). 1)
estratificação cruzada tangencial na base (fácies Stb), 2) estratificação cruzada acanalada
(fácies St) , 3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4) estratificação cruzada planar
(fácies Sp), 5) ondulações e laminações cruzadas simétricas e assimétricas (fácies Sr), 6)
lâminas com estruturas de escape, 7) tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus Major 8)
detritos vegetais, 9) fragmentos de tronco, 10) direção de paleocorrentes. Localização ver inset
figura 2.1.
2.5.5. Praia subaérea e intermaré (F)
A associação praia subaérea e intermaré (F) ocorre no topo da barreira, entre
1 m de paleoprofundidade e 2 m acima do paleonível médio do mar e é formada
principalmente por fácies arenosas, em geral sem bioturbação. Nesta associação
predominam os estratos cuneiformes com estratificação cruzada de baixo ângulo (Sli),
limitados por superfícies erosivas que truncam os sets em ângulos de 1
o
a 3
o
configurando estratificação cruzada de baixo ângulo (Figuras 2.19 e 2.26). Em alguns
casos, na base desta associação, ocorrem conchas e fragmentos de conchas, e nos
primeiros 50 cm, próximo ao contato com as fácies da associação US, tubos
Ophiomorpha atribuídos a Callichirus major. Na base desta associação, ocorrem
estratos com estratificação cruzada sigmóide, acanalada e tangencial na base (Ssg(b),
32
St e Stb), correspondentes a pequenos bancos e canais do pé da praia (beach step),
na base da zona intermaré. Estas fácies passam lateralmente e são sobrepostas por
fácies com estratificação cruzada de baixo ângulo (Sli), correspondentes a fluxos
trativos de regime superior, relacionados ao espraiamento das ondas sobre a face
praial. A fácies Sli apresenta rumo de mergulho preferencial para o mar (ESE),
correspondente à face praial (beach face) e, subsidiariamente, outra para a costa
(WNW) correspondente a pós-praia (backshore). As que mergulham para a costa
ocorrem preferencialmente na parte superior da associação, interdigitadas com as que
mergulham para o mar. Interdigitada a esta fácies também ocorrem fácies com
estratificação cruzada planar de pequeno porte (Sp) e marcas onduladas simétricas
(Sr), formadas em pequenos canais da face praial. Em direção ao topo a fácies Sli
passa transicionalmente para fácies arenosas sem estrutura e pedogeneizada, que
provavelmente incluem sedimentos de face praial, pós-praia e talvez dunas frontais.
P13
P12
P04
P15
P16
P10
4
3
2
1
0
ASMFFM
AreiaFinos
AreiaFinos
AreiaFinos
Areia
Finos
Areia
Finos
ASMFFM
A
SMFF
M
AreiaFinos
ASMFFM
ASMFFM
ASMFF M
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
2
1
0
-1
-2
1) 2) 3) 4) 5) 8) 9)6)
10)
7)
33
Figura 2.26: Distribuição nos perfis das fácies da associação praia subaérea e intermaré (F). 1)
estratificação cruzada de baixo ângulo (fácies Sli), 2) estratificação cruzada planar (fácies Sp),
3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4) estratificação cruzada tangencial na base
(fácies Stb), 5) estratificação cruzada acanalada (fácies St), 6) ondulações e laminações
simétricas e assimétricas (fácies Sr), 7) lentes de areia grossa em pequenos canais 8)
bioturbações, 9) tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus Major, 10) direção de
paleocorrentes. Localização ver inset figura 2.1.
2.6. MODELO DE FÁCIES
Os modelos clássicos de seqüências regressivas clásticas dominadas por ondas
são classificados em dois tipos: os de costas de alta e os de baixa energia de ondas
(McCubbin 1992, Reading & Collinson 1996). Os exemplos mais citados de modelos
para costas de alta energia referem-se à costa pacífica do Estados Unidos em
Ventura-Oxnard na Califórnia, e os para costas de baixa energia os da ilha de
Galveston no Golfo do México, também nos Estados Unidos (McCubbin 1992, Reading
& Collinson 1996). Estes modelos indicam seqüências com espessuras crescentes,
que vão de 11 m nas costas com ondas de baixa energia até 45 m nas costas com alta
energia. Segundo esta classificação, a costa paranaense poderia corresponder às
costas de baixa energia de ondas, pois a espessura média da seqüência estratigráfica
é da ordem de 12 m (Figura 2.19). No presente, a costa paranaense é de mar aberto
com orientação NE recebendo frontalmente as ondas de maior energia proveniente de
sudeste; a larga plataforma interna (até a isóbata de 50 m), com declives em torno de
1 ‰, provavelmente propicia a dissipação de parte da energia das ondas. Condições
similares parecem ter prevalecido durante a construção das barreiras holocênicas.
No modelo faciológico detalhado da ilha de Galveston apresentado por Bernard
et al. (1962 apud McCubbin 1992, figura 2.27) foram interpretados cinco ambientes
deposicionais: plataforma (shelf), face litorânea inferior (lower shoreface), face
litorânea superior (upper shoreface), praia (beach) e dunas (dune). Trata-se de uma
seqüência com engrossamento textural para cima (coarsening upward) desde a
plataforma até a praia, e com um pequeno afinamento textural da praia até a duna.
Esta mesma distribuição granulométrica foi observada na barreira paranaense, onde
as fácies de plataforma têm granulometria com diâmetro médio entre 31 e 125 µm
(silte grosso até areia muito fina), crescente até o topo da face litorânea superior onde
atinge 250 µm (areia fina), e a partir dali afina até o topo das fácies de praia ou duna
frontal caracterizadas por frações granulométricas ente 63 e 125 µm (areia muito fina).
34
Figura 2.27: Seqüência vertical das fácies observadas em testemunhos de sondagens e
descrições de poços na Ilha de Galveston, Golfo do México (Bernard et al. 1962 apud
McCubbin).
Comparativamente ao modelo de Galveston, as principais diferenças são a
presença de sedimentos finos e de abundantes detritos vegetais nas fácies da face
litorânea média e inferior. A lama e os detritos vegetais seriam provenientes dos
amplos complexos estuarinos que existiam durante a formação da barreira,
especificamente da paleo-desembocadura localizada a sul da área estudada, que
existia durante a formação das barreiras (ver localização do paleo-inlet na figura 2.1).
Ainda no presente, grande quantidade de lama em suspensão sai dos complexos
estuarinos para o mar na forma de plumas de vazante (Noernberg 2001). Esta lama,
aparentemente não é dispersa totalmente, acumulando-se na plataforma rasa nas
profundidades de 5 e 10 m devido à cerca de energia costeira (littoral energy fence
1
)
produzida pelas ondas (Veiga et al. 2004). As areias lamosas atuais seriam
equivalentes às fácies da face litorânea inferior e média que ocorrem entre 3 e 8 m de
1
O termo littoral energy fence foi introduzido por Allen (1970).
35
paleoprofundidade e da plataforma que ocorre entre 8 e 10 m de paleoprofundidade na
barreira.
Com relação às fácies, as diferenças mais notáveis referem-se ao predomínio
de estratificação cruzada truncada por ondas tipo swaley nas fácies correspondentes a
face litorânea média e inferior, nas paleoprofundidades entre 3 e 8 m. Bernard et al.
(1962 apud McCubbin 1992) identificaram nas profundidades equivalentes o
predomínio de areias bioturbadas e subsidiariamente estratificação paralela (parallel
stratification) e estratificação cruzada de baixo ângulo tipo hummocky (low angle
hummocky cross-stratification) nas fácies da face litorânea inferior e de plataforma
interna, correspondentes às profundidades entre 1 e 8 m. A observação de amplos
afloramentos na barreira paranaense possibilitou identificar que feições aparentando
estratificação plano-paralela, são na realidade estratificações cruzadas de muito baixo
ângulo (fácies Slb) quando observadas em exposições de vários metros de extensão
lateral, correspondendo à parte mais rasa da estratificação cruzada tipo swaley
(Figuras 2.9 e 2.10). Reineck (1976 apud McCubbin 1992) descreve estratificação
cruzada hummocky de médio porte (medium-scale hummocky cross-stratification) na
costa Norderney, na Alemanha, a 3,8 m de profundidade, que pode ser considerada
equivalente da estratificação cruzada swaley descrita na face litorânea média e inferior
da barreira paranaense (Figura 2.28). Outro aspecto inédito das fácies da barreira
paranaense com estratificação cruzada swaley e que elas apresentam uma
componente direcional de transporte para a costa (onshore), que resultou no acúmulo
de sedimentos provenientes da plataforma (Figura 2.29).
36
Figura 2.28: Amostra de boxcore obtida a 3,8 m de profundidade na face litorânea de
Norderney, Alemanha, com estratificação cruzada hummocky de média escala (Reineck 1976
apud McCubbin 1992).
Figura 2.29: Diagrama em rosa das paleocorrentes medidas nas estratificações cruzada
swaley, mostrando o sentido preferencial do transporte de sedimento para a costa (onshore).
Um aspecto notável na descrição da barreira paranaense foi a caracterização
detalhada das fácies de praia, principalmente na identificação da fácies
correspondente ao pé da praia (beach step), caracterizado pela passagem lateral das
laminações plano-paralelas para estratificação cruzada de baixo ângulo (Sli), ambas
com mergulho para o mar, para estratificações sigmóides no pé da praia (Ssg(b))
(Figura 2.6 e 2.26). Também foi possível a identificação da berma da praia com
laminações mergulhando alternativamente para o mar e para o continente, que define
o limite entre a face praial (beach face) e a pós-praia (backshore) (Figuras 2.6 e 2.26).
Outro aspecto referente aos modelos clássicos das barreiras regressivas é que
as profundidades são referidas ao nível médio do mar, e não ao paleonível marinho
existente durante a construção das barreiras (McCubbin 1992 Reading & Collinson
1996). No caso de Galveston, por exemplo, considerava-se inicialmente que a barreira
teria se formado por balanço positivo de sedimentos durante período de mar estável ou
de pequena e lenta elevação (Bernard et al. 1962 apud McCubbin 1992). Trabalhos
37
mais recentes, porém, sugerem que o mar teria descido em torno de 2,0 m durante a
construção da barreira (Morton et al. 2000, Blum et al. 2002, Rodriguez et al. 2004).
Deste modo, seria necessário ajustar as profundidades das fácies às
paleoprofundidades, como foi realizado na barreira paranaense, para melhorar a
precisão dos modelos.
Em síntese, a barreira regressiva holocênica paranaense representa uma
barreira formada sob as seguintes condições paleoambientais: a) descida do nível do
mar em torno de 2 ± 1 m; b) média a baixa energia de ondas, decorrente de uma larga
plataforma interna; c) com abundante aporte de lama e detritos vegetais provenientes
de estuários próximos com vegetação subtropical; d) sob a influência de eventos de
alta energia de ondas.
A disposição das associações de fácies permitiu identificar claramente uma
seqüência regressiva que progradou sobre superfície de erosão elaborada sobre
depósitos pleistocênicos (ver capítulo 3). A espessura da barreira era de
aproximadamente 12 m, sendo 2 m acima do paleonível médio do mar e 10 m abaixo
deste nível (Figura 2.20). As fácies e associações de fácies formaram-se em ambiente
costeiro de média a baixa energia de ondas, com influência de eventos episódicos
relacionados a tempestades, estes representados principalmente pelas fácies Ssc e
Slb e suas associações com a fácies Sm. Apesar da alta energia de ondas é notável a
ocorrência de sedimentos finos e abundantes detritos vegetais nas fácies depositadas
entre 6 e 10 m de paleoprofundidade, decorrente do intenso aporte de sedimentos
finos vegetais provenientes dos estuários subtropicais que na época de construção da
barreira eram maiores que os atuais.
38
CAPÍTULO 3. INVERSÃO DE IDADES
14
C NA BARREIRA REGRESSIVA
HOLOCÊNICA DE PRAIA DE LESTE, SUL DO BRASIL
3.1. INTRODUÇÃO
Datações realizadas através do método Carbono 14 (
14
C) em amostras
provenientes de regiões costeiras têm sido largamente utilizadas no Brasil com fins
diversos, destacando-se a determinação de paleoníveis marinhos (para uma
compilação recente ver Angulo et al. 2006), distinção da idade das diversas barreiras
(por exemplo, Suguio & Martin 1978a, Martin et al. 1979/80, 1988b, 1997, Dominguez
et al. 1990, Angulo et al. 2002), caracterização da evolução paleogeográfica de deltas
(por exemplo, Dominguez et al. 1981, Martin et al. 1983, 1984 e Dominguez & Wanless
1991) e de outras regiões costeiras (por exemplo, Suguio et al. 1976, 1985, Suguio &
Martin 1978a, Bittencourt et al. 1979, 1983, Vilas Boas et al. 1979, Martin et al. 1979,
1979/80, 1988b, 1996, 1997). As amostras datadas têm natureza diversa tais como,
conchas, fragmentos de conchas, corais, algas calcárias, troncos, fragmentos de
madeira, detritos vegetais e lamas orgânicas e são provenientes de diversos tipos de
sedimentos e ambientes naturais, tais como, sedimentos praiais e lagunares, recifes de
corais e arenitos de praia (beach rocks) e arqueológicos, tais como sambaquis.
Diversos autores alertam sobre os problemas que podem ocorrer na interpretação dos
resultados das datações relacionados à contaminação (Flexor & Martin 1979 e Angulo
& Pessenda 1997) e a materiais transportados (Angulo et al. 2002).
Em um setor da barreira regressiva paranaense, no Sul do Brasil, foram
determinadas as idades pelo método do
14
C de amostras de lama orgânica, detritos
vegetais, fragmentos de madeira, conchas e fragmentos de conchas (Figura 3.1).
Surpreendentemente, as amostras mais profundas revelaram idades mais jovens que
as mais superficiais. O objetivo deste trabalho é propor uma explicação para estes
resultados, e alertar sobre os problemas de interpretação dos resultados de datações
14
C de amostras de detritos vegetais, lamas orgânicas e de materiais transportados em
geral.
39
Brasil
Estado do Paraná
30º
30ºS
20º
40º
50º60º
70ºW
0º
10º
Ilha do Cardoso
Superagui
Ilha do Mel
Baía de Paranaguá
Baía de Guaratuba
25º10’S
48º40’W
Oceano Atlântico
Praia de Leste
Matinhos
Pontal do Sul
1) 2) 3) 4) 5) 6)
#1
#2
#3
Paranaguá
N
0100m
25º41’32”S
0 10km
48º20’W
25º30’S
25º50’S
48º00’W
Rio Guaraguaçu
Figura 3.1: Localização da área estudada: 1) barreira pleistocênica, 2) barreira holocênica,
3) sedimentos paleolagunares, 4) planície de maré atual, 5) outras unidades, 6) cavas de
extração de areia. Inset com a distribuição dos perfis estratigráficos e das sondagens com
vibrotestemunhador nas cavas de extração de areia.
3.2. MATERIAIS E MÉTODOS
Na barreira regressiva paranaense, próxima ao balneário de Praia de Leste
(Figura 3.1), foram realizados levantamentos de perfis estratigráficos a partir de
descrições de afloramentos e testemunhos de sondagem de vibrotestemunhador. Nos
perfis e nas sondagens foram obtidas 22 amostras nas quais foram determinadas as
idades pelo método do
14
C, sendo 19 pelo método convencional no Laboratório de
14
C
40
do Centro de Energia Nuclear na Agricultura da Universidade de São Paulo e três pelo
método AMS (Accelerator Mass Spectrometer) nos Geochron Laboratories da Krueger
Enterprises Inc., Cambridge, Massachusetts, Estados Unidos. As amostras datadas
correspondem a conchas de espécimes adultas e juvenis, fragmentos de conchas
diversas, detritos vegetais, fragmentos de madeira e lama orgânica. Os resultados das
datações
14
C foram calibrados com o auxílio do programa Calib Radiocarbon
Calibration versão 5.0 desenvolvido por Stuiver & Reimer (1986), e corrigidas pelo ∆R
de 8 ± 17 anos definido por Angulo et al. (2005b) para a Região Sul do Brasil. Deste
modo, foram obtidas idades
14
C calibradas (cal.), ou seja, amostras sem o efeito
reservatório ocasionado pela contaminação de carbono marinho mais antigo. As
amostras com idades superiores a 30.000 anos A.P. não foram calibradas por estarem
além do alcance do método.
3.3. RESULTADOS
Os resultados das 22 datações das amostras forneceram idades
14
C que podem
ser agrupadas em dois tipos: idades do Pleistoceno, entre 37.500 ± 2.900 e
30.900 ± 900 anos
14
C antes do presente (A.P.) (Tabela 3.1), e idades do Holoceno,
entre 8.542-8.279 e 2.987-2.751 anos
14
C cal. A.P. (Tabela 3.2).
Tabela 3.1: Resultados das datações
14
C de amostras provenientes do substrato da barreira
holocênica paranaense, próximo a Praia de Leste.
Local Profundidade
(1)
Referência
laboratório
(2)
Idade
14
C anos A.P.
Convencional
(3)
δ
δδ
δ
13
C
Natureza da amostra
#05 8,2 a 8,0 CENA-475
30.900 ± 900
-22,30 lama orgânica
#04 8,8 a 8,7 CENA-476
30.400 ± 700
-25,00 lama orgânica
#02 9,8 a 9,7 CENA-369
37.500 ± 2.900
-25,70 lama orgânica
#01 10,1 a 9,9 CENA-368
33.900 ± 900
-26,00 lama orgânica, detritos
vegetais e fragmentos de
conchas
Observações:
(1)
em relação ao nível médio atual do mar;
(2)
CENA - Centro de Energia Nuclear na Agricultura;
(3)
corrigidas pelo δ
13
C
41
Tabela 3.2: Resultados das datações
14
C de amostras provenientes da barreira holocênica
paranaense, próximo a Praia de Leste.
Local Profundidade
(m)
(1)
Paleo-
profundidade
(m)
(2)
Referência
laboratório
(3)
Idade
14
C
anos A.P.
(5)
Idade
14
C
cal. anos
A.P.
(6)
δ
δδ
δ
13
C
Natureza da
Amostra
P15 0,7 a 0,3 2,7 a 2,3 CENA-364
2750 ± 60
2987-2751 -26,80 fragmento de
madeira (tronco)
P15 1,2 a 1,1 3,2 a 3,1 CENA-365
6750 ± 90
7783-7439 -27,60 detritos vegetais
P16 1,3 a 0,7 3,3 a 2,7 CENA-370
3380 ± 60
3825-3469 -28,60 detritos vegetais
P06 2,2 a 2,0 4,2 a 4,0 CENA-358
6860 ± 80
7918-7574 -27,50 detritos vegetais
P15 2,8 a 2,7 4,8 a 4,7 CENA-380
3770 ± 70
3887-3497 +1,10 conchas diversas
(adultos e
juvenis)
(7)
P10 2,8 a 2,7 4,8 a 4,7 CENA-301
6090 ± 80
7168-6748 -20,05 detritos vegetais
P13 2,9 a 2,4 4,9 a 4,4 CENA-362
7580 ± 80
8542-8279 -27,90 detritos vegetais
P13 2,9 a 2,4 4,9 a 4,4 CENA-363
7470 ± 80
8418-8056 -27,50 detritos vegetais
P15 3,3 a 2,8 5,3 a 4,8 GX-29115
(4)
4540 ± 40
5317-5047 -25,60 detritos vegetais
P17 3,5 a 3,1 5,5 a 5,1 CENA-432
5160 ± 70
6177-5733 -28,70 fragmentos de
madeira
P09 3,5 a 3,4 5,5 a 5,4 CENA-360
6410 ± 80
7459-7170 -28,00 detritos vegetais
P15 4,4 a 3,8 6,4 a 5-8 CENA-366
3810 ± 70
3945-3558 +0,50 conchas de
Anomalocardia
brasiliana
P01 4,4 a 4,3 6,4 a 6,3 CENA-300
3960 ± 80
4174-3703 +0,99 concha de Tivela
foresti com
perióstraco
P01 5,0 a 3,8 7,0 a 5,8 CENA-385
3240 ± 70
3254-2848 -0,40 concha de
Amiantis
purpuratus
P17 6,2 a 4,5 8,2 a 6,5 CENA-473
3360 ± 70
3378-2998 -0,90 concha de Tivela
foresti e
fragmentos de
conchas
(7)
#04 7,5 a 7,3 9,5 a 9,3 GX-30703
(4)
4100 ± 40
4280-3982 -0,1 fragmentos de
conchas Strigilla
sp.
#04 7,9 a 7,8 9,9 a 9,8 CENA-499
6150 ± 80
7251-6804 -25,3 Lama orgânica
#04 8,3 a 8,1 10,3 a 10,1 GX-30704
(4)
4190 ± 40
4402-4135 -2,8 fragmentos de
conchas Tellina
sp.
Observações:
(1)
em relação ao nível médio atual do mar;
(2)
considerando um paleonível de 2,0 m acima do nível
médio do mar atual (Angulo et al. 2006);
(3)
CENA - Centro de Energia Nuclear na Agricultura, GX - Laboratórios
Geochron;
(4)
datação pelo método AMS;
(5)
corrigidas pelo δ
13
C;
(6)
idade calibrada;
(7)
Inclui conchas inteiras de
adultos e juvenis de Divaricella quadrisulcata, Tivela isabelleana e Tivela fulminata e fragmentos de Anadara sp,
Tivela sp, Chione sp ou Anomalocardia brasiliana, Divaricella quadrisulcata, Ostreidae, Echinodermata
(provavelmente Mellita quinquesperforata).
As amostras que forneceram idades entre 37.500 ± 2.900 e 30.900 ± 900 anos
14
C A.P. foram obtidas a profundidades entre 8 e 10 m, em fácies compostas pela
interestratificação de lamas e areias muito fina a fina, resultando em acamamento
ondulado (wavy) e fácies de lamas com acamamento linsen bioturbadas, que foram
interpretadas como formadas em ambiente lagunar (Angulo et al. em prep., figura 3.2).
42
Figura 3.2 : Fácies de lama orgânica (seta) cuja datação forneceu idade de 30.900 ± 900
(CENA-475). A linha vermelha indica o limite entre sedimentos de idade holocênica e
pleistocênica. (sondagem #5 – figura 3.1).
Já, as amostras que forneceram idades do Holoceno podem ser agrupadas em
dois tipos principais: (a) as amostras compostas por conchas e fragmentos de conchas
de moluscos (sete amostras) e por um fragmento de tronco sem sinais de abrasão
(uma amostra), que forneceram idades entre 2.987-2.751 e 4.402-4.135 anos
14
C cal.
A.P., e (b) as compostas por detritos vegetais (oito amostras), fragmentos de madeira
com sinais de abrasão (uma amostra) e a lama orgânica (uma amostra), que
forneceram idades entre 8.542-8.279 e 3.825-3.469 anos
14
C cal. A.P. (Tabela 3.2). Na
distribuição das idades nos perfis e sondagens observa-se que as amostras do
primeiro grupo, que forneceram idades menores, localizam-se a profundidades maiores
que as amostras do segundo grupo, que forneceram idades maiores, caracterizando
inversões de idades (Figura 3.3). Isto é mais evidente nos locais de maior densidade
de amostras datadas, como, por exemplo, no perfil 15, onde as amostras de conchas
indicaram idades menores que as amostras de detritos vegetais localizadas acima
delas, sendo que as duas amostras de detritos vegetais também apresentavam idades
invertidas quando comparadas entre si (Figura 3.3). Outras inversões semelhantes
entre idades de amostras de conchas e de detritos vegetais foram observadas na
sondagem #4 e na comparação das idades do perfil 13 com as da sondagem #5
(Figura 3.3).
43
7251-6804 (Cena-499)
P17/#4
P13
P17#05
P15
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
-9
6177-5733 (Cena-432)
4280-3982 (GX-30703)
30400 + 700 (Cena-476)
4402-4135 (GX-30704
3887-3497 (Cena-380)
5317-5047 (GX-29115)
3945-3558 (Cena-366)
2987-2751 (Cena-364)
7783-7439 (Cena-365)
8542-8279 (Cena-362)
8418-8056 (Cena-363)
3378-2998 (Cena-473)
30800 + 900 (Cena-475)
ASMFFMGMG
AreiaFinos
ASMFFMGMG
AreiaFinos
ASMFFMGMG
AreiaFinos
ASMFFMGMG
AreiaFinos
Profundidade
(nível atual)
Paleoprofundidade
(paleonível de 2
+1m)
-11
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
-9
-10
E
E
14)
15) 16) 17)
12)
13)
18) 19) 20) 21) 22) 23)
9)6) 7) 8) 11)
1) 2) 3) 4) 5) 10)
Figura 3.3: Distribuição das amostras datadas nos perfis e nas sondagens com
vibrotestemunhador na barreira regressiva holocênica paranaense, próxima a Praia de Leste,
sul do Brasil. 1) estratificação cruzada de baixo ângulo (fácies Sli),2) estratificação cruzada
44
acanalada (fácies St), 3) estratificação cruzada sigmóide (fácies Ssg), 4) estratificação cruzada
tangencial na base (fácies Stb), 5) estratificação cruzada swaley (fácies Ssc), 6) estratificação
cruzada planar (fácies Sp), 7) estratificação cruzada de muito baixo ângulo (fácies Slb), 8)
ondulações e laminações cruzadas simétricas e laminação flaser (fácies Sr, Hw(s) e Sf), 9)
estratificação cruzada truncada por onda Hummocky (fácies Chc), 10) lâminas com estruturas
de escape, 11) climbing, 12) drapes de lama, 13) tubos Ophiomorpha atribuídos a Callichirus
Major, 14) detritos vegetais, 15) conchas e fragmentos de conchas, 16) fragmentos de tronco,
17) bioturbações, 19) direção de paleocorrentes, 19) datação de fragmentos de conchas, 20)
datação de lama, 21) datação de detritos vegetais, 22) datação de fragmentos de tronco, 23)
datação de conchas (Localização ver inset figura 3.1).
Dentre as amostras de conchas, duas delas eram compostas por conchas de
exemplares de Tivela foresti (4.184-3.703 anos
14
C cal. A.P., CENA-300) e de Amiantis
purpuratus (3.254-2.848 anos
14
C cal. A.P., CENA-385) e apresentavam as duas
valvas articuladas e o perióstraco preservado indicando que morreram enterradas ou
sofreram pouco transporte e foram rapidamente soterradas (Figura 3.4). Outra amostra
era composta por conchas diversas (3.887-3.497 anos
14
C cal. A.P., CENA-380), e
incluía exemplares de espécimes adultos e juvenis muito frágeis, sem sinais de
abrasão e algumas conchas articuladas, indicando pouco ou nenhum transporte, e
uma era constituída por um fragmento de tronco com o córtex preservado (2.987-2.751
anos
14
C cal. A.P., CENA-364), que também não apresentava evidências de desgaste
(Figura 3.5). Por outro lado, os detritos vegetais e, sobretudo, os fragmentos de
madeira, das amostras do segundo grupo, apresentavam evidências de desgaste e
arredondamento, indicando intenso transporte (Figura 3.6).
Figura 3.4: Exemplar de Amiantis purpuratus com as valvas articuladas e preservação do
perióstraco cuja datação forneceu idade de 3254-2848 anos
14
C cal. A.P. (CENA-385). A
deterioração parcial do perióstraco que se observa na fotografia ocorreu após a obtenção da
amostra. (perfil 01 – figura 3.1).
45
Figura 3.5: Tronco com o córtex preservado, sem sinais de desgaste cuja datação forneceu
idade entre 2987-2751 anos
14
C cal. A.P (CENA-364). (perfil 15 – figura 3.1).
Figura 3.6: Fragmentos de madeira com desgaste e arredondamento cuja datação forneceu
idade entre 6177-5733 anos
14
C cal. A.P. (CENA-432). (perfil 17 – figura 3.1).
3.4. DISCUSSÃO
Segundo as curvas de variação eustática do nível do mar mundial, entre 30.000
e 40.000 anos A.P., o nível do mar estava entre 50 e 100 m abaixo do nível atual
(Pirazzolli 1996, figura 3.7). Deste modo, é pouco provável que idades equivalentes
obtidas em sedimentos costeiros depositados quando o nível do mar era semelhante
46
ou superior ao atual, correspondam às idades dos depósitos. A idade de construção
dos terraços costeiros que formam as planícies costeiras deveria corresponder aos
períodos interglaciais, quando o mar tinha elevação próxima ou superior à atual. O
último período de mar alto no Pleistoceno ocorreu há aproximadamente 120.000 anos
A.P. durante o último interglacial (Pirazzoli 1996, figura 3.7). No Brasil, os terraços
correspondentes a este período são amplamente distribuídos e foram datados por
Martin et al. (1982) pelo método Io/U em fragmentos de corais do gênero Siderastrea,
encontrados na base destes terraços costeiros no sul da Bahia, que forneceram idades
entre 122.000 e 142.000 anos A.P.. Ademais, diversas datações
14
C de terraços
costeiros forneceram idades além do alcance do método; isto é, superiores a 30.000,
35.000 ou 40.000 anos A.P. dependendo da precisão do laboratório, e, portanto,
compatíveis com a idade de 120.000 anos determinada no sul da Bahia (Suguio et al.
1980, Martin & Suguio 1989, Martin et al. 1979/80, 1996, 1997, Angulo et al. 2002). Por
outro lado, idades superiores a 30.000 anos A.P. obtidas pelo método do
14
C não
seriam confiáveis, pois estão próximas do limite de detecção do método (Martin et al.
1982). Nestes casos pequena contaminação por
14
C mais moderno, origina grande
mudança da idade. Assim, os sedimentos contendo estas amostras correspondem
provavelmente à barreira de 120.000 anos A.P. que constitui o substrato sobre o qual a
barreira holocênica migrou (ver capítulo 4).
Figura 3.7: Curvas de variação eustática do nível do mar para os últimos 250.000 anos A.P.
segundo (A) Chappell & Shackleton (1986), (B) Shackleton (1987) e (C) Bloom & Yonekura
(1990). Os retângulos indicam prováveis erros de idade e altura dos níveis máximo (a) e
mínimo (b) da curva C, e as barras verticais os limites de incerteza da altura da curva A
(Pirazzoli 1996).
47
No Paraná, durante a transgressão pós-glacial o nível do mar teria alcançado
nível semelhante ao atual entre 8.000 e 7.000 anos A.P., alcançando valor máximo de
cerca de 3,5 ± 1,0 m entre 7.000 e 5.000 anos A.P., para posteriormente descer até o
seu nível atual (Angulo et al. 2006, figura 3.8). As idades fornecidas pelas amostras de
conchas e pelo fragmento de tronco, ambos sem sinais evidentes de transporte,
indicariam a idade da barreira regressiva na área estudada, que seria de 4.402-4.135
anos
14
C cal. A.P. na base (GX-30704, sondagem #4) e de 2.987-2.751 anos
14
C cal.
A.P. próxima ao topo (CENA-364, perfil 15) que coincidiria com o período de descida
do nível do mar posterior ao máximo holocênico (Figuras 3.3 e 3.8).
0
1
2345678
1.000 anos cal. A.P.
-2
-1
0
1
2
3
4
5
6
m
Figura 3.8: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. 2006.
As espécies de moluscos que compõem as amostras datadas e outras amostras
obtidas na barreira regressiva holocênica são indicadoras de ambiente marinho raso
(Sousa et al. 1999, Disaró et al. em prep.), coincidindo com a interpretação das fácies
da barreira (ver capítulo 2). Segundo Sousa et al. (2000) os foraminíferos e ostracodes
contidos nas amostras da barreira, também caracterizariam um ambiente costeiro raso
de alta energia, estes autores ressaltam que as espécies estuarinas encontradas na
associação teriam sido transportadas desde o interior dos paleoestuários.
Os detritos vegetais correspondem a tecido lenhoso de plantas vasculares de
origem continental e devem, portanto, ter sido transportados até a plataforma, da
mesma forma que as espécies estuarinas de foraminíferos e ostracodes. A
48
comparação das idades dos detritos vegetais e dos fragmentos de madeira com as
idades das conchas e com a fácies nas quais estão contidos indicam que a deposição
dos detritos vegetais e dos fragmentos de madeira ocorreu centenas a milhares de
anos após a morte dos vegetais que lhe deram origem. Os detritos vegetais ocorrem
geralmente associados às lâminas de estratificação cruzada swaley e como
preenchimento de escavações. As estratificações cruzadas swaley foram interpretadas
como produto de fluxos oscilatórios com importante componente trativa unidirecional,
cujo sentido preferencial de transporte é para NW, isto é, em direção
aproximadamente ortogonal a paleolinha de costa, associados a ação de ondas de
tempestade (Figuras 3.9 e 3.10).
a b
c d
Figura 3.9: Fácies com estratificação cruzada swaley e de preenchimento de escavação em
ambiente de face litorânea média, com concentração de detritos vegetais. a e d) perfil 17, b)
perfil 15, c) perfil 5 – inset figura 3.1.
49
Figura 3.10: Diagrama em rosa das paleocorrentes medidas nas estratificações cruzadas
swaley, mostrando o sentido preferencial do aporte sedimentar para a costa (onshore).
3.5. CONCLUSÃO
As inversões de idades
14
C observadas na barreira holocênica paranaense são
decorrentes da datação de materiais de origem diversa, desde conchas articuladas até
fragmentos de madeira com evidências de longo transporte.
A idade da barreira regressiva na área estudada, obtida a partir de amostras
com pouco ou nenhum transporte, seria de 4.402-4.135 anos
14
C cal. A.P. próximo da
base e 2.987-2.751 anos
14
C cal. A.P. próximo ao topo, e estaria sobre um substrato
pleistocênico, provavelmente, com idade de 120.000 anos A.P.
Os detritos vegetais, fragmentos de madeira e matéria orgânica das lamas
foram depositados centenas a milhares de anos após a morte dos organismos que os
originaram. As datações destes e outros materiais transportados têm sido
freqüentemente utilizados para caracterizar as idades, os ambientes deposicionais e
determinar paleoníveis marinhos. Contudo, deve-se lembrar que materiais
transportados, em geral, indicariam apenas idades mínimas e que podem ter sido
depositados em ambientes muito distintos dos que lhe deram origem.
Considerando as fácies da barreira regressiva holocênica (ver capítulo 2), seu
conteúdo fossilífero e as variações do nível relativo do mar no Holoceno, pode-se
50
concluir que os detritos vegetais de origem continental alcançaram a plataforma
interna, quando o mar possuía níveis semelhantes ou superiores ao atual entre 8.000 e
5.000 anos A.P. (Figura 3.8). O transporte provavelmente deu-se através dos
complexos estuarinos de Paranaguá e Guaratuba, que durante o máximo de elevação
do nível do mar no Holoceno tinham provavelmente maior extensão que no presente
(Figura 3.1). O transporte pode ter-se processado por correntes de maré vazante,
sendo depositados na plataforma interna além do limite de ação de ondas de
tempestade durante o período de nível de mar alto. Com a descida progressiva do
nível do mar, os detritos vegetais, depositados além do alcance das ondas,
começaram a ser retrabalhados por ondas de tempestade e carreados em direção ao
continente até atingirem a face litorânea inferior e média, como sugerem as fácies nas
quais foram depositados e as paleocorrentes medidas em tais fácies, que indicam
direções preferenciais dirigidas para o continente (Figuras 3.9 e 3.10).
Inversões de idades ocasionadas pela datação de materiais transportados têm
sido detectadas em outras partes do mundo. Trabalhos recentes na região do Golfo do
México, Estados Unidos, descrevem a ocorrência destas inversões e as interpretam
como resultantes de uma componente de transporte em direção a costa (onshore)
durante a construção das barreiras (Stapor & Stone 2004, Otvos 2005).
51
CAPÍTULO 4. EVOLUÇÃO DAS BARREIRAS HOLOCÊNICAS
PARANAENSES, SUL DO BRASIL
4.1. INTRODUÇÃO
As barreiras litorâneas estão entre os tipos de costa mais distribuídos no
planeta. Na costa leste brasileira, entre os estados do Rio Grande do Norte e do Rio
Grande do Sul, as barreiras constituem o tipo de costa de maior distribuição (Figura
4.1). As barreiras apresentam-se com características diversificadas, desde múltiplos
sistemas barreira-laguna como nas costas gaúcha, sul catarinense e fluminense,
podendo alcançar 80 km de largura como no Rio Grande do Sul (Figura 4.2); até
planícies costeiras com cordões litorâneos (strandplains) distribuídos ao longo de
quase toda a costa leste, com largura desde poucas centenas de metros até dezenas
de quilômetros, como é o caso da costa paranaense (Figura 4.3). Também, podem ser
consideradas costas com barreiras, as planícies com cordões litorâneos que fazem
parte dos deltas dominados por ondas dos rios São Francisco, Jequitinhonha Doce e
Paraíba do Sul (Figura 4.4). Apesar dos numerosos trabalhos sobre características
sedimentológicas, morfologia, cronologia e evolução das barreiras do litoral leste
brasileiro, os modelos evolutivos e as reconstruções paleogeográficas são ainda
incompletos, apresentando lacunas e contradições. Isto se deve, em parte, à
dificuldade de encontrar boas exposições dos depósitos sedimentares. Os
afloramentos restringem-se, geralmente, à parte superior das barreiras, sendo a parte
média e inferior apenas acessível por sondagens ou métodos geofísicos. Contribuem
também para isso a escassez de estudos de casos detalhados, a baixa densidade de
dados cronológicos e o escasso conhecimento dos parâmetros que definem a
evolução das barreiras, tais como taxas de variação do nível do mar e balanço de
sedimentos, tanto nos ambientes atuais como pretéritos.
Na planície costeira paranaense, a existência de cavas para extração de areia
permitiu a exposição vertical e lateral das fácies, o que possibilitou a descrição
detalhada em afloramento da maior parte do perfil dos depósitos da barreira regressiva
holocênica e a obtenção, a partir do fundo da cava, de testemunhos de sondagem que
atingiram o substrato pleistocênico sobre o qual a barreira se depositou (Figura 4.1).
52
O objetivo do trabalho é propor um novo modelo evolutivo para as barreiras do
litoral paranaense, contribuindo assim para melhor compreensão das barreiras
regressivas da costa leste brasileira, e para o aprimoramento do conhecimento dos
processos formadores das barreiras.
30ºS
20º
0º
10º
Brasil
Bahia
Salvador
Paraná
Rio Grande
do Sul
Laguna
Itajaí
Paranaguá
Iguape
Santos
América do Sul
30º
40º
50º
60º
70ºW
Rio Grande do Norte
0 600km
Argentina
Bahia Blanca
Cananéia
Guaratuba
Parati
Trinidad and Tobago
Estados
Florianópolis
Bertioga
Rio Doce
Rio Paraiba do Sul
Rio Jequitinhonha
Pernambuco
Alagoas
Sergipe
Espiríto Santo
Rio de Janeiro
São Paulo
Santa Catarina
Rio São Francisco
Figura 4.1: Mapa de localização dos estados da costa leste brasileira, e da área estudada (em
vermelho).
53
Figura 4.2: Sistemas de barreira-laguna da costa do Rio Grande do Sul (modificado de
Dillenburg et al. 2003 – localização ver figura 4.1).
N
05km
Baía de Paranaguá
Paranaguá
Ilha do Mel
48º35’W
25º30’S
48º30’W
25º30’S
25º35’S
Barreira holocênica
Barreira pleistocênica
Paleolaguna holocênica
Mangues
Embasamento
54
Figura 4.3: Planície costeira com cordões litorâneos (strandplains) litoral centro-sul paranaense
(modificado de Angulo, 1992, 2004 – localização figura 4.1).
Figura 4.4: Planícies com cordões litorâneos do delta do Rio Doce (modificado de Dominguez
& Wanless 1991 – localização ver figura 4.1).
4. 2. MODELOS EXISTENTES PARA EXPLICAR A EVOLUÇÃO DE BARREIRAS
Para tentar compreender a evolução das barreiras costeiras e fazer previsões
de mudanças a médio e longo prazos, diversos modelos evolutivos têm sido propostos
nas últimas cinco décadas. Os primeiros modelos evolutivos foram propostos para
costas com nível do mar em ascensão com base na estratigrafia de costas
transgressivas atuais. Porém, como no registro sedimentar é pouco comum a
preservação de depósitos de barreiras transgressivas, a comprovação destes modelos
evolutivos tem-se baseado nos resultados de modelos numéricos (Cowell & Roy 1988,
Cowell et al. 1991, 1995). Geralmente, os depósitos que têm melhores condições de
preservação, quando não expostos à erosão subárea, são os progradacionais,
normalmente associados a períodos regressivos (Field & Tricardi 1991, Isla 1998).
55
Segundo Davis & Clifton (1987), nos sistemas com o nível do mar em ascensão,
o potencial de preservação está diretamente relacionado à velocidade de subida do
nível relativo do mar, sendo maior quando a subida for rápida e menor ou nulo quando
a subida for lenta. Dentre os modelos evolutivos existentes pode-se citar o de Nayarit
na costa pacífica do México (Curray et al. 1969), o da ilha de Galveston no Golfo do
México (Bernard et al. 1962 apud McCubbin 1992) e o da ilha Caladesi, na costa oeste
da Flórida (Hayes et al. 1974), considerados como modelos de costas progradantes,
com nível do mar estável ou com pequena ascensão (Figura 4.5). Modelos
progradacionais com nível do mar em queda também foram propostos, para as áreas
de Tuncurry no sudeste australiano (Roy et al. 1994), de Bucasia na costa nordeste
australiana (Masselink & Lessa 1995) e de Caleta Valdés no sul da Argentina (Fasano
et al. 1984, Isla 1998) (Figura 4.6).
Nível médio do mar
Nayarit, Mexico
Substrato pleistocênico
Descontinuidade
Depósito de face litorânea
Depósitos de lagunas e pântanos
Depósitos regressivos de praias e dunas
Isocronas (anos A.P.)
05km
a
NMM
1
2
3
4m
NMM
1
2
3
4m
0
1km
Depósitos de praia/duna
Depósitos de leques de sobrelavagem
Depósitos de mangues
Depósitos de face litorânea
1 km
0
Depósitos de plataforma (offshore)
Progradacional Transgressivo
Sul Norte
ILHA CALADESI
b
Sedimentos lagunares
Substrato pleistocênico
Sedimentos holocênicos da barreira regressiva (
shoreface and beach-dune
)
Sedimentos holocênicos de plataforma rasa (
offshore
)
15
0
5
10
m
0
1
2
3
km
GOLFO DO MÉXICO
NÍVEL DO MAR
ILHA DE GALVESTON
BAÍA OESTE
SUDESTE
NORDESTE
c
Figura 4.5: Modelos de costas progradantes, com nível do mar estável ou com pequena
ascensão:a) Nayarit na costa pacífica do México (Curray et al. 1969), b) ilha Caladesi, na costa
56
oeste da Flórida (Hayes et al. 1974) e c) ilha de Galveston no Golfo do México (Bernard et al.
1962 apud McCubbin 1992).
embasamento
nível médio do mar
Oeste
10 m
1,0 km
Barreira transgressiva
Barreira regressiva
Barreira pleistocênica
Sedimentos lagunares
Sedimentos eólicos
Solo podsol
Lamas
Leste
Tuncurry, Austrália
embasamento
a
10
8
6
4
2
0
-2
-4
-6
Distância da costa (m)
0
500
1000
1500
2000
Lama transgressiva Lama recente Leque de sobrelavagem
Face litorânea Praia inferior
Praia superior Dunas
Bucásia, Austrália
NMM
b
Figura 4.6: Modelos evolutivos progradacionais com nível do mar em queda:a) Tuncurry,
sudeste australiano (Roy et al. 1994), b) Bucasia costa nordeste australiana (Masselink &
Lessa 1995).
Uma proposta de classificação muito interessante, que apresenta uma síntese
dos modelos evolutivos de barreiras, foi apresentada por Roy et al. (1994). Segundo
estes autores, a configuração das barreiras é resultante da interação das taxas de
variação do nível relativo do mar, do balanço de sedimentos e do espaço de
acomodação. Utilizando com exemplo a costa sudeste da Austrália, reconheceram três
tipos básicos de depósitos costeiros: a) transgressivos, b) regressivos e c)
estacionários (Figura 4.7). Estes autores ainda subdividem os depósitos transgressivos
em dois subtipos, os de barreiras transgressivas (transgressive barrier) e os de lençol
arenoso transgressivo (transgressive sand sheet), e os estacionários em sete subtipos
os de barreiras de dunas transgressivas (transgressive dune barrier), de barreira
progradante ou planície costeira com cordões litorâneos (prograded barrier or
strandplain), de barreira estacionária (stationary barrier), de esporões (headland spit),
de barreira retrogradante (receded barrier), de praia anexada (mainland beach) e os de
barras arenosas plataformais próximas ao costão (headland-attached shelf sand body).
57
Figura 4.7: Geometria e estratigrafia dos depósitos costeiros dominados por ondas, propostos
com base nos exemplos da costa sudeste da Austrália (modificado de Roy et al. 1994).
No Brasil, dentre os trabalhos pioneiros sobre barreiras podem ser citados os de
Bigarella (1946, 1954) na costa paranaense, os de Suguio & Martin (1976a,b, 1978a)
nas costas da Bahia, São Paulo e Rio de Janeiro, o de Martin et al. (1983), na costa
leste desde Alagoas até São Paulo, o de Suguio et al. (1985) na costa desde Alagoas
até Santa Catarina, o de Dominguez et al. (1981) nos deltas dos rios São Francisco,
Jequitinhonha, Doce e Paraíba do Sul e o de Villwock et al. (1986) na costa do Rio
Grande do Sul (Figura 4.1).
Modelos esquemáticos sobre a evolução das barreiras foram apresentados
inicialmente por Martin & Suguio (1975, 1976) e Suguio & Martin (1976a),
58
posteriormente mais detalhados para diversos setores da costa de São Paulo por
Suguio & Martin (1978a) e Martin & Suguio (1978). Nos perfis para o setor de
Cananéia-Iguape e Caraguatatuba, os modelos indicam uma sucessão de camadas do
Pleistoceno, que se inicia na base com sedimentos de origem continental, seguidos de
argila transicional, areia marinha transgressiva e, no topo, areia regressiva (Figura 4.8).
Na região entre Cananéia e o Morro da Juréia, teria havido erosão do substrato
pleistocênico durante a transgressão pós-glacial e a formação da barreira regressiva
após o máximo do nível do mar (Figura 4.9) e na região do Morro da Juréia e a Barra
do Una teria se formado uma ilha-barreira durante o máximo, seguido de seqüências
progradantes formadas após o máximo até o presente (Figura 4.10). Suguio & Martin
(1976b) reconheceram a existência de duas ilhas-barreira no Holoceno da região de
Caraguatatuba, uma após o máximo de 5.000 anos antes do presente (A.P.) e outra
após o máximo de 3.200 anos A.P., picos estes que segundo tais autores teriam
existido na costa leste brasileira (Figura 4.11). Posteriormente, Martin et al. (1979/80)
apresentaram modelos da evolução das barreiras holocênicas dos litorais paulista,
fluminense e baiano, onde distinguiram uma seqüência de areias transgressivas
sobrepostas por areias regressivas (Figura 4.12).
b
Nível máximo do mar
a
Embasamento Sedimentos continentais Argilas transicionais Areias transgressivasAreias regressivasColúvio
Figura 4.8: Estágios evolutivos para o setor de Cananéia-Iguape durante o Pleistoceno. a)
Máximo da transgressão Cananéia, b) Deposição dos cordões litorâneos regressivos após o
máximo (modificado de Suguio & Martin 1978a, localização ver figura 4.1).
a
b
Embasamento
Sedimentos continentais
Argilas transicionais
Areias regressivas holocênicas
Areias pleistocênicas
Aluvião
Sedimentos lagunares holocênicos
Erosão
Nível máximo
do mar
Nível do mar
atual
Figura 4.9: Estágios evolutivos para a região entre Cananéia e o Morro da Juréia durante o
Holoceno. a) Máximo da transgressão Santos e erosão dos depósitos pleistocênicos, b)
59
formação da barreira regressiva holocênica após o máximo (modificado de Suguio & Martin
1978a, localização ver figura 4.1).
Nível máximo
do mar
Nível máximo
Nível atual
Embasamento
Argilas transicionais
Areias pleistocênicas Barreira transgressiva Barreira regressiva holocênica
Sedimentos lagunares
Sambaqui
Aluvião
Sedimentos continentais
a
b
Figura 4.10: Estágios evolutivos na região do Morro da Juréia e a Barra do Uma durante o
Holoceno. A) Formação de uma ilha-barreira durante o máximo, b) Depósitos de seqüências
progradantes após o máximo até o presente (modificado de Suguio & Martin 1978a,
localização ver figura 4.1).
Nível de 5.000 anos
Nível de 4.000 anos
Nível de 5.000 anos
Nível de 3.200 anos
Erosão
Nível de 5.000 anos
Nível de 3.200 anos
Nível atual
Nível de 5.000 anos
Embasamento, depósitos continentais e colúvios
a
b
c
d
Argilas transicionais
Barreira pleistocênica
Paleolaguna pleistocênica
Barreira transgressiva de 5.000 anos A.P.
Laguna de 5.000 anos A.P.
Depósitos regressivos de 4.000 anos A.P.
Barreira transgressiva de 3.200 anos A.P.
Laguna de 3.200 anos A.P.
Depósitos regressivos após o máximo de 3.200 anos A.P
Figura 4.11: Estágios evolutivos após o máximo de 5.000 anos A.P. na região de
Caraguatatuba. a) formação de uma ilha-barreira transgressiva após o máximo de 5.000 anos
A.P., b) formação de depósitos regressivos após a pequena regressão há 4.000 anos A.P., c)
formação de uma ilha-barreira transgressiva após o máximo de 3.200 anos A.P., d) formação
de depósitos regressivos após o máximo de 3.200 anos A.P. até o presente (modificados de
Suguio & Martin 1976b, localização ver figura 4.1).
60
Erosão
Nível máximo do mar
Nível do mar atual
Nível do mar atual
Embasamento
Sedimentos continentais
Argilas transicionais
Areias transgressivas holocênicas
Areias pleistocênicas
Aluvião
Sedimentos lagunares holocênicos
Areias regressivas holocênicas
Ilha-barreira
a
b
c
Figura 4.12: Esquema evolutivo para a região de Cananéia-Iguape: a) sequência de areias
transgressivas depositadas durante o máximo da transgressão holocênica, b) empilhamento de
cordões litorâneos regressivos após o máximo, c) empilhamento de cordões litorâneos
regressivos a partir de uma ilha-barreira (modificado de Martin et al. 1979/80, localização ver
figura 4.1).
Para a costa gaúcha Villwock et al. (1986), apresentaram um esboço geológico
do perfil transversal e esquemas da evolução paleogeográfica das barreiras, onde se
observam quatro sistemas laguna/barreira, sendo três do Pleistoceno e um do
Holoceno (Figura 4.13). Dillenburg et al. (2000), aplicando a classificação proposta
por Roy et al. (1994), subdividiram a porção holocênica da costa gaúcha em quatro
tipos de barreiras: a) as progradantes, b) as de dunas transgressivas, c) as
retrogradantes, e d) as de praia anexada (mainland beach) (Figura 4.14).
BARREIRA I
BARREIRA II
BARREIRA III
BARREIRA IV
Holoceno
Pleistoceno SuperiorPleistoceno
Intermediário
Pleistoceno Inferior
Depósitos eólicos
Depósitos de praia
Depósitos marinhos transgressivos
Depósitos paludais e fluviais
Depósitos lagunares
Embasamento e depósitos de leques aluviais
Nível médio do mar
61
Figura 4.13: Esboço geológico do perfil transversal da costa do Rio Grande do Sul (modificado
de Villwock et al. 1986, localização ver figura 4.1).
Figura 4.14: Morfologia e estratigrafia esquemática das barreiras holocênicas da costa do Rio
Grande do Sul (modificado de Dillenburg et al. 2000, localização ver figura 4.1).
No litoral paranaense, Lessa et al. (2000) propuseram o primeiro modelo
tridimensional de evolução da planície costeira. Descreveram a porção holocênica da
planície como tendo sido formada a partir de duas barreiras: (a) uma transgressiva que
teria se deslocado sobre os sedimentos lagunares pós-barreira e se chocado com a
barreira pleistocênica no final da transgressão, e (b) uma regressiva que teria se
desenvolvido após o máximo, favorecida pela descida de aproximadamente 3,5 m do
nível relativo do mar. Segundo estes autores a maior parte da barreira transgressiva
teria sido erodida pelo rio Guaraguaçu, que flui ao longo do contato entre as barreiras
pleistocênica e holocênica (Figura 4.15).
62
?
?
?
?
0 2500 m
Rio
Guaraguaçu
6
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
V#17
V#13
V#12
V#11
V#9
V#10
BF
NS
V#5
V#8
V#7
V#6
D#7
NMM
NS
BF
UP
NS - Face litorânea superior
BF - Face praial
UP - Face litorânea média e inferior
V#9 - Vibrotestemunhador
D#7 - Sondagem geotécnica
Barreira transgressiva holocênica
Barreira regressiva holocênica
Paleolaguna/estuário holocênico
Canal estuarino holocênico
Barreira pleistocênica
a
a
b
c
d
NMM
5.100 anos A.
P
NMM
NMM
Sedimentos estuarinos
Barreira pleistocênica
Barreira transgressiva holocênica
Barreira regressiva holocênica
área erodida
máximo da transgressão
b
Figura 4.15: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste (a) e estágios evolutivos (b) das
barreiras holocênicas de Paranaguá (modificado de Lessa et al. 2000, localização figura 4.18a
perfil topográfico a-b).
Souza et al. (2001a), a partir do mapeamento da planície costeira de Itapoá,
litoral norte de Santa Catarina, e do modelo proposto por Lessa et al. (2000), sugeriram
que na região de Itapoá, poderiam ter existido ilhas-barreira e esporões, destacando
estes últimos na formação das barreiras localizadas ao norte da Ponta de Itapoá
(Figuras 4.16 e 4.18b).
Recentemente, Giannini et al. (2003) elaboraram um modelo evolutivo para a
Ilha Comprida no litoral sul do Estado de São Paulo (Figura 4.18). Segundo estes
autores toda a Ilha Comprida seria do tipo progradacional e de idade holocênica e teria
se desenvolvido em quatro fases principais, nas quais as componentes de crescimento
longitudinal, para NE, e transversal, para SE, alternaram-se em importância relativa.
63
<=?=>
0
2km
c
N
0
2km
(?)
<=?=>
(?)
b
N
<=?=>
0
2km
(01) (02) (03) (04)
(05) (06) (07) (08) (09) (10)
<=?=>
(?)
(?)
(?)
a
N
Figura 4.16: Estágios evolutivos do esporão holocênico ao norte de Itapoá, Santa Catarina:
a) durante o máximo da transgressão, b) durante a regressão e c) atual. 1) rochas do
embasamento e depósitos continentais indiferenciados, 2) barreira pleistocênica, 3) estuários,
4) planícies paleoestuarinas e estuários, 5) planícies paleoestuarinas, fluviais e estuários,
6) esporões e ilhas-barreira transgressivas, 7) esporões e barreiras regressivas, 8) provável
localização de desembocaduras, 9) lineamentos de cordões litorâneos, 10) linha de costa atual
(Souza et al. 2001a, localização ver figuras 4.1 e 4.18b).
4.3. PLANÍCIE COSTEIRA PARANAENSE
Segundo a classificação da costa brasileira proposta por Silveira (1964), a área
estudada está localizada no “litoral sudeste ou das escarpas cristalinas” que se
estende desde o sul do Estado de Espírito Santo até o cabo de Santa Marta na região
de Laguna no litoral sul do Estado de Santa Catarina, cujas características principais
seriam as altas escarpas da serra do Mar, que freqüentemente chega até o mar,
formando promontórios e reentrâncias onde se desenvolvem planícies costeiras e
64
complexos estuarinos (Figura 4.17). A análise da geomorfologia e da geologia desta
ampla região costeira permite identificar diferentes setores com maior ou menor
desenvolvimento de estuários, lagunas e planícies costeiras. A área estudada localiza-
se num setor que pode ser delimitado entre Barra Velha, no litoral norte de Santa
Catarina e Iguape, no litoral sul de São Paulo, caracterizado pela existência dos
maiores complexos estuarinos, das planícies costeiras mais largas e a da menor
quantidade de promontórios rochosos (Figura 4.18). Os mapas geológicos do
Quaternário desta região indicam extensas áreas de sedimentos paleoestuarinos que
evidenciam que no Holoceno superior a extensão dos estuários era maior que a atual
(Martin et al. 1988b, Angulo 1992, 2004, Suguio & Martin 1978b, c, Souza 1999,
Angulo & Souza 2004). Às vezes, os estuários foram quase totalmente preenchidos
como, por exemplo, os dos rios Saí-Guaçu e Saí-Mirim, no norte do litoral de Santa
Catarina e sul do Paraná (Figura 4.18b).
Barra Velha
Ilha do Cardoso
São Paulo
Rio de Janeiro
Guaratuba
Paraná
Espirito Santo
Santa
Catarina
Oceano Atlântico
20º00’S
Oceano Atlântico
Oceano
Pacífico
Vitória
Cabo de
São Tomé
49º00’W
28º00’S
N
Cabo Frio
Rio de Janeiro
Ilha Grande
Ilha de
São
Sebastião
Santos
Paranaguá
São Francisco
do Sul
Itajaí
Florianópolis
0
100km
Laguna
30ºS
20º
0º
10º
Brasil
América
do Sul
30º
40º
50º
60º
70ºW
0
600km
Figura 4.17: Costa sudeste brasileira e localização da área de estudo (cinza escuro).
Dentre os complexos estuarinos destacam-se os de São Francisco (Babitonga),
Guaratuba, Paranaguá e Cananéia-Iguape (Figura 4.18). Estes complexos estuarinos
65
são alimentados por bacias hidrográficas relativamente pequenas, sendo a maior a do
rio Ribeira de Iguape (17.000 km
2
, Fundação SOS Mata Atlântica 2000). A bacia
hidrográfica da baía de Guaratuba tem área de 1.886 km
2
e a de Paranaguá de
3.882 km
2
, e têm alto declive, pois drenam as vertentes da serra do Mar, que pode
alcançar atitudes entre 1.300 e 1.800 m (Angulo 1992). Os altos declives conferem aos
rios destas bacias alto potencial erosivo.
As planícies costeiras paranaenses apresentam alturas inferiores a 20 m acima
do nível médio do mar que decrescem em direção ao oceano. Nestas planícies são
comuns feições lineares correspondentes a antigos cordões litorâneos, com
alinhamento NNE, que indicam a direção preferencial da paleocosta. Os complexos
estuarinos dividem a planície costeira em três planícies principais: Guaratuba,
Paranaguá e Superagüi-Ilha das Peças (Figura 4.18), que são formadas principalmente
por planícies com cordões litorâneos (strandplains) e planícies paleoestuarinas, do
Pleistoceno tardio e do Holoceno médio e tardio (Angulo 1992, 2004). Durante a
formação dos depósitos mais antigos, há cerca de 120.000 anos (A.P.), o nível do mar
teria alcançado níveis em torno de 8,0 ± 2,0 m acima do atual (Martin et al. 1988a, b) e
durante a formação dos mais novos, entre 7.000 e 5.000 anos A.P., níveis de
3,5 ± 1,0 m acima do atual (Angulo et al. 2006).
66
10)
Pontal
do Sul
48º30’W
25º35’S
05km
N
N
Rio Saí-Guaçu
Rio Saí-Mirim
Oceano Atlântico
0
2km
Ilha do Cardoso
Superagui
Baía das Laranjeiras
Ilha das Peças
Ilha do Mel
Baía de Paranaguá
Baía de Guaratuba
Itapoá
Baía de São Francisco
Barra Velha
26º50’S
25º10’S
48º40’W
Oceano Atlântico
Pontal do Sul
1) 2) 3) 4) 5) 6) 7) 8) 9)
Restinga do Ararapira
a
Itapoá
Oceano Atlântico
Rio Guaraguaçu
26º10’S
48º35’W
a
b
b
010km
Praia de Leste
Praia de Leste
47º 45’W
Ilha Comprida
Cananéia
Iguape
1
2
SI-431
CENA-274
Ilha
Guaraguaçu
Ponta de Itapoá
67
Figura 4.18: Localização da área estudada: a) setor dos grandes complexos estuarinos e
largas planícies costeiras do litoral sudeste brasileiro, elaborada a partir dos mapas geológicos
de Martin et al. 1988b setor Cananéia-Iguape, Giannini et al. 2003 setor Ilha Comprida, Angulo
2004 setor Superagui-rio Saí-Guaçu, Angulo & Souza 2004 setor rio Saí-Guaçu-baía de São
Francisco e Suguio & Martin 1978b setor baía de São Francisco-Barra Velha; b) planície
costeira centro-sul paranaense; c) planície costeira de Itapoá. 1) barreira pleistocênica, 2)
barreira holocênica, 3) planície paleoestuarina, 4) planície de maré, 5) serras, morros e
promontórios, 6) outras unidades 7) perfis topográfico, 8) cavas de extração de areia, 9)
sondagem com vibrotestemunhador, 10) perfis de GPR.
O embasamento cristalino apresenta relevo bastante irregular sob a planície
costeira, ocorrendo desde quase a superfície até profundidades de mais de uma
centena de metros (Maack 1947, Bigarella et al. 1978). Os dados disponíveis indicam
preenchimento preferencial por sedimentos continentais, sobrepostos por sedimentos
marinhos costeiros com atribuição de idades geralmente quaternárias. No entanto, não
são apresentadas evidências que sustentem tais interpretações (Maack 1947, Bigarella
et al. 1978). Ademais, estudos palinológicos indicaram que na área ocorrem
sedimentos continentais do Mioceno Inferior (Lima & Angulo 1990). Assim, é possível
que em profundidade existam diversos sedimentos do Terciário e Quaternário ainda
mal caracterizados e não datados.
A plataforma interna paranaense faz parte de um setor da plataforma interna da
costa sudeste que se estende desde a Ilha de Santa Catarina (SC) até a Ilha de São
Sebastião (SP) e se caracteriza por declives suaves em torno de 1 ‰, sendo que a
isóbata de 50 m se encontra aproximadamente entre 45 e 75 km da costa.
Contrastando com esta morfologia, ao norte e ao sul desta região os declives são
maiores, em torno de 5 ‰ a 12 ‰ e a isóbata de 50 m localiza-se entre 4 e 10 km da
costa (Martins & Corrêa 1996). As características sedimentológicas da plataforma são
pouco conhecidas, sendo que mapas de escala regional (1:1.000.000), indicam o
predomínio de sedimentos arenosos (Martins & Corrêa 1996).
4.4. CARACTERÍSTICAS DAS BARREIRAS HOLOCÊNICAS PARANAENSES
Os principais fatores que definem a evolução das barreiras são as respostas
dos ambientes costeiros à velocidade de variação do nível relativo do mar, a relação
entre o volume de sedimentos e a morfologia do substrato, que define o espaço de
68
acomodação, e a relação entre a energia de ondas e a amplitude das marés (Cowell &
Roy 1988, Cowell et al. 1991, Swift & Thorne 1991, Roy et al. 1994).
No Brasil as variações do nível relativo do mar no Quaternário têm sido
consideradas o principal fator na construção das barreiras (Suguio & Martin 1976a,
Martin et al. 1979/80, Suguio et al. 1985, Villwock et al. 1986). Contudo, estudos mais
recentes enfatizam a importância do balanço de sedimentos e do espaço de
acomodação na configuração das barreiras (Lessa et al. 2000, Dillenburg et al. 2000,
Giannini et al. 2003).
Para compreender os processos de formação e evolução das barreiras
paranaenses diversos aspectos referentes a estes parâmetros devem ser conhecidos e
analisados, destacando-se: a) a configuração em planta da barreira e das unidades
geológicas associadas, tais como paleolagunas, paleoestuários e
paleodesembocaduras; b) as características dos ambientes atuais, principalmente
praias, dunas, face litorânea, plataforma interna e estuários; c) as características dos
parâmetros oceanográficos atuais, tais como ondas, marés astronômicas e
meteorológicas; d) as seqüências de fácies que compõem a barreira; e) a espessura
da barreira e a profundidade da superfície de ravinamento; f) a morfologia do
substrato; g) as variações do nível relativo do mar durante a construção das barreiras;
e h) a distribuição das isócronas na barreira.
4.4.1.Configuração em planta das barreiras e das unidades geológicas
associadas
O setor centro-sul da planície costeira paranaense, onde se insere a área
estudada, tem forma triangular e é formada principalmente por duas planícies com
cordões litorâneos, do Pleistoceno tardio e do Holoceno médio e tardio (Angulo 1992,
2004). Separando as duas barreiras há uma planície paleoestuarina, representada
atualmente pela faixa de meandramento do rio Guaraguaçu (Figura 4.18a). A barreira
holocênica tem largura aproximada de 5,5 km, destacando-se ao sul da área estudada
uma faixa de sedimentos paleoestuarinos, transversal ao alinhamento dos cordões, o
que sugere a existência de uma desembocadura durante o primeiro período de
construção da barreira, posteriormente fechada por fases mais jovens de construção
da barreira (Figura 4.18a). Uma datação de conchas estuarinas, principalmente de
69
Anomalocardia brasiliana próxima à parte interna desta faixa, nas margens do rio
Vermelho, forneceu idade de 6.489-5.629 anos
14
C calibrados (cal.) A.P. (SI-431,
Bigarella 1971, Angulo 2004) e paleonível do mar >1,2 m acima do nível atual (Angulo
et al. 2006), sugerindo que a desembocadura era efetiva nessa época, já existindo
então uma “barreira" isolando o estuário ou laguna do mar (Figura 4.18a). Outra
datação de madeira contida em lama depositada sobre sedimentos arenosos da
barreira, no extremo sul da faixa, forneceu idade de 1.310-1.071 anos
14
C cal. A.P.
(CENA 274, Angulo et al. 2002, 2006), sugerindo que o fechamento da
desembocadura foi anterior a essa data (Figura 4.18a).
4.4.2. Ambientes costeiros atuais
4.4.2.1. Praias e dunas
As praias paranaenses são compostas por areias finas a médias, bem
selecionadas, constituídas principalmente por quartzo e porcentagens variáveis de
grãos carbonáticos biodetríticos e minerais pesados (Angulo 1992, 2004). Comumente,
são praias do tipo intermediário, com declives suaves (entre 1 a 5º) e presença de pelo
menos duas barras na zona de surfe. Na parte superior da praia são freqüentes
cordões de dunas frontais, paralelos à linha de costa, com alturas entre 3 a 5 m e
formados por areias finas bem selecionadas (Angulo 1992, 2004).
4.4.2.2. Face litorânea e a plataforma interna
A plataforma interna próxima da área estudada, até a profundidade de 50 m,
tem declive médio em torno de 0,6 ‰ a 0,7 ‰. Entre a costa e a profundidade de 11 m
a 12 m ocorre uma acentuada quebra no declive, alcançando valores de 1,75 ‰. Esta
quebra na topografia do fundo foi considerada como o limite entre a face litorânea e a
plataforma interna (Figura 4.19).
70
Figura 4.19: Relevo do fundo oceânico até a profundidade de 16 m entre Matinhos e Pontal do
Sul, no litoral paranaense, onde se observa a mudança de declive entre a face litorânea e a
plataforma na profundidade de 10 m (segundo Veiga 2004). Exagero vertical de 500X.
Na face litorânea e plataforma interna do litoral centro-sul paranaense, entre a
zona de arrebentação, aproximadamente 2 a 4 m de profundidade e a isóbata de 16 m,
Veiga et al. (2004) descrevem cinco tipos principais de sedimentos correspondentes a:
(a) areias finas e muito finas do delta de maré vazante associado à desembocadura sul
do complexo estuarino de Paranaguá; (b) areias muito finas com teores de silte e
argila entre 10 e 40 % que ocorrem próximo à costa entre as profundidades de 6 e 11
m; (c) areias médias a grossas que ocorrem entre 11 e 15 m e interpretadas como de
origem palimpséstica; (d) areias finas da plataforma na faixa dos 11 a 16 m de
profundidade e (e) areias finas a muito finas pertencentes a barras do início da zona de
arrebentação
(2)
.
4.4.2.3. Complexo estuarino de Paranaguá
O complexo estuarino de Paranaguá é formado por dois eixos principais: eixo E-
W que engloba as baías de Antonina e Paranaguá, e eixo NNE-SSW que engloba as
2
Veiga et al. (2004) utilizam como nível de referência o zero hidrográfico das cartas batimétricas, que
corresponde aproximadamente ao nível de baixa-mar máximo. Nesta tese as altitudes e profundidades
são referidas ao nível médio do mar. No Paraná, a diferença entre estes dois níveis é de
aproximadamente 1 m; portanto, para compatibilizar os dados as profundidades indicadas por Veiga
et al.
(2004) foram aumentadas em 1 m.
71
baías das Laranjeiras, Guaraqueçaba e Pinheiros. O estuário tem uma superfície
liquida de 601 km
2
(Mantovanelli 1999) e volume da ordem de 2x10
9
m
3
(Knoppers et
al. 1987).
A baía de Paranaguá apresenta-se como um estuário hipersíncrono, onde o
efeito de convergência excede o de atrito, resultando numa amplificação na variação
da maré em direção à cabeceira (Mantovanelli 1999). Esta amplificação da maré é
controlada, basicamente, por ressonância, que depende da freqüência de oscilação da
onda de maré e do comprimento do estuário (Camargo 1998).
O aporte sedimentar dos rios que drenam para o estuário é alto, favorecendo
seu assoreamento. Resultados das medições de um setor da baía de Paranaguá de
sedimentos transportados em suspensão, forneceram valores de 355 T/dia de
sedimentos, durante o verão, e 88 T/dia, no inverno (Mantovaneli 1999). Neste mesmo
setor, foram realizados cálculos de taxas de sedimentação atual pelo método
210
Pb
/
137
Cs, que forneceram valores de 1,22 cm/ano (Souza et al. 2001b). Ademais,
Odresky (2002) identificou intenso processo de assoreamento da baía de Antonina,
baía de cabeceira do complexo estuarino de Paranaguá. Segundo este autor a taxa de
sedimentação na baía de Antonina é de aproximadamente 2,6 cm/ano.
As características dos sedimentos de fundo das baias de Guaratuba e
Paranaguá mostram áreas de sedimentos arenosos nas cabeceiras e extensas áreas
com sedimentos lamosos na parte média dos estuários, evidenciando que os
sedimentos fluviais mais grossos são depositados nas cabeceiras dos estuários. Já os
sedimentos finos, além de se depositar nas regiões de menor energia dos estuários,
podem alcançar o mar aberto como indicam as plumas de sedimento em suspensão
durante as marés vazantes (Noernberg 2001). Estes sedimentos finos, devido ao seu
grande volume, podem depositar-se na parte rasa da plataforma pelo efeito da cerca
de energia costeira (littoral energy fence
3
) produzida pelas ondas (Veiga et al. 2004).
4.4.3. Parâmetros oceanográficos atuais
As marés da região são do tipo semidiurna, com desigualdades diurnas, e
apresentam forte assimetria nas elevações e correntes de maré. A amplitude média é
3
O termo littoral energy fence foi introduzido por Allen (1970).
72
de 1,4 m na costa oceânica e 1,7 m no interior do estuário de Paranaguá,
caracterizando um regime de micromarés (Marone & Jamiyanaa 1997).
As diferenças entre os valores de marés medidos e previstos indicam a
existência de marés meteorológicas, sendo que os níveis mais altos geralmente estão
associados à passagem de frentes frias (Angulo 1992). Durante a campanha de
medições da Portobras (1983), realizada entre 6 de agosto e 31 de dezembro de 1982,
em duas situações em que ocorreram frentes frias o nível do mar foi aumentado em
60 cm, o que pode ser atribuído aos ventos do quadrante sudeste que acompanham
essas frentes. Marone & Camargo (1994) analisaram a maré meteorológica ocorrida
em 18 de agosto de 1993 e constataram um nível da maré de cerca de 80 cm superior
ao nível de maré previsto e estimaram um volume de água represado na baía de
Paranaguá de 4,8 x 10
8
m
3
.
O sistema de ondas na região sul do Brasil está condicionado ao padrão de
ventos do Atlântico Sul, relacionados a posição dos centros de alta pressão
(anticiclone) e baixa pressão (ciclone). Na costa paranaense, as ondas ocorrem em
dois sistemas preferenciais provenientes de ENE e SSE/SE, com período médio de
11 segundos e altura média de 1,8 m (Portobrás 1983). O sistema proveniente de ENE
é gerado pela atuação dos ventos associados ao anticiclone tropical do Atlântico Sul
(centro de alta pressão), caracterizando ondas regulares e não tão altas, enquanto o
de SSE/SE se relaciona à passagem de sistemas meteorológicos que ocasionam a
formação de “ondas de tempestade” (Portobras 1983). Estas ondas ocasionam
mudanças significativas no perfil praial. Segundo Marone et. al. (1997), as ondas na
região possuem característica não linear de propagação, implicando maior poder
energético na ressuspensão e no transporte de sedimentos.
4.4.4. Composição da barreira
A barreira holocênica paranaense é constituída principalmente por areia
quartzosa predominantemente fina e muito fina, com porcentagens subordinadas das
outras frações de areia, às vezes incluindo grânulos e até pequenos seixos. Na parte
inferior ocorrem lamas com teores variáveis de areia fina e muito fina, silte e argila,
sendo freqüentes conchas inteiras, às vezes articuladas e em posição de vida;
fragmentos de conchas; detritos vegetais, fragmentos de madeira e até troncos (ver
73
capítulo 2). As associações de fácies teriam-se formado em ambiente costeiro de
média a alta energia de ondas, com influência de eventos de tempestades. Apesar da
energia de ondas é notável a ocorrência de sedimentos finos e abundantes detritos
vegetais nas fácies depositadas entre 6 e 10 m de paleoprofundidade, interpretados
como decorrentes do intenso aporte de sedimentos finos e detritos vegetais
provenientes dos estuários subtropicais que na época de construção da barreira eram
maiores que os atuais.
As conchas de moluscos provenientes da barreira seriam indicadoras de
ambiente costeiro raso com alta energia de ondas (Sousa et al. 1999, Disaró et al. em
prep.), coincidindo com a interpretação das fácies. Os foraminíferos e ostracodes
também caracterizariam um ambiente costeiro raso de alta energia (Sousa et al. 2000).
As espécies estuarinas encontradas na associação de foraminíferos e ostracodes
teriam sido transportadas desde o interior dos paleoestuários da mesma forma que os
detritos vegetais (Sousa et al. 2000).
4.4.5. Espessura da barreira e superfície da ravinamento
A espessura da barreira holocênica foi definida a partir da identificação do
substrato sobre o qual a barreira migrou. A superfície erosiva que separa a barreira do
substrato não é muito evidente, sendo que as fácies abaixo e acima do contato são
bastante parecidas (Figura 4.20). Contudo datações de lamas e conchas permitiram
localizar a superfície de ravinamento com bastante precisão na profundidade de 8 m
(paleoprofundidade de 10 m). Quatro amostras de lamas nas paleoprofundidades entre
10 e 12 m forneceram idades entre 37.500 ± 2.900 anos
14
C A.P. (CENA-369)
(4)
, e
30.400 ± 700 anos
14
C A.P. (CENA-476); enquanto que datações de amostras de lama
e conchas nas paleoprofundidades entre 9 e 10 m forneceram idades entre 7.251-
6.804 (CENA-499) e 4.290-3.982 (GX-30730)
5
anos
14
C calibrados (cal.) A.P. (ver
capítulo 3). Ademais Veiga et al. (2004) apresentaram a determinação de idade
absoluta de uma amostra de lama que aflora na plataforma rasa atual na profundidade
4
Referência de laboratório – CENA Centro de Energia Nuclear na Agricultura, Universidade de São
Paulo-USP, Piracicaba.
5
Referência de laboratório – GX Geochron Laboratories da Krueger Enterprises Inc., Cambridge,
Massachusetts, Estados Unidos.
74
de 15 m, que forneceu idade de 40.600 +2.250/-1.750 (CENA-433) sugerindo que esta
lama corresponderia ao substrato pleistocênico (Figura 4.21).
Figura 4.20: Testemunhos de sondagem da cava de areia de Praia de Leste. A linha vermelha
corresponde ao limite entre a barreira regressiva holocênica e o substrato. A lama abaixo desta
linha forneceu idade de 30.900 ± 900 anos
14
C A.P. e a acima 7.251-6.804 anos
14
C cal. A.P.
(localização figura 4.18a).
7251-6804
30900
+ 900
Substrato pleistocênico
40600+2250/-1750
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Cava
Rio Guaraguaçu
Barreira pleistocênica
?
01km
Sedimentos lagunares do Holoceno
Barreira regressiva holocênica
Superfície de ravinamento
Depósitos de planície aluvial atual
75
Figura 4.21: Perfil transversal da barreira de Praia de Leste mostrando a seqüência regressiva
sobre o substrato pleistocênico (localização figura 4.18a perfil topográfico a-b).
4.4.6. Morfologia do substrato
Na área das cavas estudadas, os dados disponíveis indicam que o substrato
pleistocênico se encontra a profundidade de 8 m, em relação ao nível médio do mar
atual, ou se encontrava a 10 m de profundidade durante a construção deste setor da
barreira. Já na depressão existente entre as barreiras pleistocênica e holocênica, por
onde corre atualmente o rio Guaraguaçu, o substrato encontra-se entre 1 m acima no
nível médio do mar atual e 0,5 m de profundidade em relação ao mesmo nível; ou seja
durante o máximo da transgressão encontrava-se entre 2,5 m e 4 m de profundidade,
e durante a construção da área estudada da barreira entre 1,5 m e 3 m de
profundidade, sendo que a margem de erro destas paleoprofundidades é de ± 1 m
(Figuras 4.16 e 4.21). Esta diferença de profundidade caracteriza uma forte quebra do
declive do substrato.
A morfologia do substrato é elemento fundamental na evolução das barreiras
(Roy et al. 1994, Dillenburg et al. 2000) e parece ter sido determinante na configuração
paleogeográfica da região. Como foi indicado, na área estudada existe forte quebra do
declive do substrato pleistocênico (Figura 4.21). Para tentar identificar a influência do
substrato na evolução das barreiras, na área estudada foram realizadas simulações
computacionais utilizando o software Shoreface Translation Model - STM (Cowell et al.
1991). Para gerar os modelos foi considerado que: a) o mar estava a 25 m abaixo do
atual 10.000 anos A.P., como sugerido por Lancorbe et al. (1995); b) o máximo da
elevação do nível relativo do mar ocorreu entre 5. 000 e 7.000 anos A.P. e alcançou
3 m acima do nível atual (Angulo et al. 2006); c) a paleoprofundidade da face litorânea,
definida pela superfície de ravinamento, era de 10 m; d) o balanço de sedimentos
durante a elevação do nível do mar era nulo; e) a taxa de deposição de lama lagunar
era de 0,52 mm, conforme definido por Toldo et al. (2000), para o Rio Grande Sul; e f)
a configuração do substrato era semelhante à topografia atual.
As simulações com estas variáveis mostram que a barreira transgressiva migra
sobre o substrato erodindo-o e diminui progressivamente sua largura com a elevação
76
do nível do mar até quase desaparecer durante o máximo, quando encontra o aumento
do declive do substrato (Figura 4.22).
Figura 4.22: Resultados das simulações da evolução da barreira transgressiva na costa
paranaense, com o software Shoreface Translation Model - STM (Cowell et al. 1991). Note
como a barreira diminui sua espessura até quase desaparecer durante o máximo devido a
mudança brusca do substrato.
4.4.7. Variações do nível relativo do mar durante a construção das barreiras
Para identificar como foi a variação do nível relativo do mar durante a
construção das barreiras é necessário conhecer a idade da barreira e a variação do
nível do mar no período de construção da mesma. Na área estudada foram obtidas 18
datações acima da superfície de ravinamento, que forneceram idades entre 8.542-
8.279 (CENA-362) e 2.987-2.751 (CENA-364) anos
14
C cal. A.P., caracterizando sua
idade holocênica (ver capítulo 3). Contudo, comparando as idades com as
profundidades foram observadas numerosas inversões de idade (ver capitulo 3). As
idades das amostras compostas por lama orgânica, detritos vegetais e fragmentos de
madeira arredondados por abrasão não corresponderiam à idade de deposição dos
mesmos. Por outro lado, as idades fornecidas pelas amostras compostas por conchas
de moluscos e por um fragmento de tronco sem sinais de abrasão forneceram idades
77
entre 4.402-4.135 (GX-30704) e 2.987-2.751 (CENA-364) anos
14
C cal. A.P, que
seriam mais próximas da idade de construção da barreira, na área estudada (ver
capítulo 3).
No Brasil ainda existem controvérsias sobre as variações do nível relativo do
mar no Holoceno médio e tardio (por exemplo, Angulo & Lessa 1997, Lessa & Angulo
1998, Martin et al. 1998, 2003 e Angulo et al. 2006). Para este trabalho foi utilizada a
curva proposta por Angulo et al. (2006 figura 4.23). Segundo esta curva, na costa
paranaense, o mar teria alcançado um nível máximo em torno de 3,5 ± 1,0 m entre
7.000 e 5.000 anos A.P. (Angulo et al. 2006). Durante o período de construção da
barreira, entre 4.400 e 2.750 anos
14C
cal., o nível relativo do mar teria sido de no
mínimo 2,0 ± 1,0 m. Assim, para estimar as paleoprofundidades de formação das
fácies da barreira e da superfície de ravinamento, foram adicionados 2 m às altitudes
de sua ocorrência atual.
0
1
2345678
1.000 anos cal. A.P.
-2
-1
0
1
2
3
4
5
6
m
Figura 4.23: Curvas mínima e máxima de variação do nível relativo do mar durante a época do
Holoceno tardio no litoral leste do Brasil, proposta por Angulo et al. 2006.
Na costa brasileira não há dados confiáveis sobre a posição do nível relativo do
mar no Holoceno anteriores a 7.000 anos A.P. Estes dados também são escassos em
outras regiões costeiras do mundo. Uma das estimativas mais precisas, realizada com
base em recifes de coral foi apresentada por Larcombe et al. (1995) para costa oeste
australiana. Segundo estes autores o mar estaria 17 m abaixo do atual 8.200 anos
A.P. Considerando que a curva de variação do nível do mar no Holoceno tardio na
costa oeste australiana (Baker et al. 2001 figura 4.24) é semelhante a da costa leste
78
brasileira (Angulo et al. 2006) pode-se estimar que na costa paranaense o mar teria
subido a uma taxa de 1,7 cm/ano entre 8.200 e 7.000 anos e se manteve mais ou
menos estável entre 7.000 e 5.000. Após este máximo, o mar teria descido até o nível
atual com taxas inferiores a 7 mm/ano, sendo que pode ter ocorrido um período de
certa estabilidade entre 4.000 e 2.500 anos A.P.
2,5
0
0,5
1
1,5
2
6000
5000 4000
3000 1000
2000
0
anos cal. A.P.
m
Figura 4.24: Curva de variação do nível relativo do mar durante a época do Holoceno tardio no
litoral de Porto Hacking, Austrália, proposta por Baker et al. 2001.
4.4.8. Distribuição das isócronas na barreira
As datações das amostras dos perfis e das sondagens (ver capítulo 03)
possibilitaram a definição das isócronas da barreira. Para definir estas isócronas foi
assumido que as características batimétricas da face litorânea e da plataforma interna,
na época de construção da barreira eram semelhantes às atuais. Deste modo, as
isócronas foram construídas com a mesma forma do perfil batimétrico atual e
posicionadas para intersectar os pontos com idade conhecida da barreira (Figura 4.25).
30900 + 900
Substrato pleistocênico
Isócrona
40600+2250/-1750
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Cava
Rio Guaraguaçu
Barreira pleistocênica
?
01km
Sedimentos lagunares do Holoceno
Barreira regressiva holocênica
Superfície de ravinamento
Depósitos de planície aluvial atual
79
Figura 4.25: Distribuição das isócronas na barreira regressiva paranaense, obtidas a partir de
datações
14
C (ver capítulo 3, localização – figura 4.18a perfil topográfico a-b).
4.5. MODELO PROPOSTO
A disposição das associações das fácies, na área de estudo, pode ser
caracterizada como uma seqüência regressiva com espessura em torno de 12 m,
sendo 2 m acima do paleonível médio do mar e 10 m abaixo deste nível, sobreposta a
sedimentos finos de idade pleistocênica (ver capítulos 2 e 3, figura 4.26). Esta
disposição difere da sugerida por Lessa et al. (2000) para a mesma área, onde,
segundo o esquema apresentado, a superfície de contato entre os sedimentos da
barreira holocênica e o substrato estaria a aproximadamente 14 m de
paleoprofundidade, sobreposta por aproximadamente 4 m de sedimentos lagunares
holocênicos e 0,5 m de areias da barreira transgressiva holocênica (Figura 4.15). Na
área estudada não foram encontrados os sedimentos paleolagunares holocênicos sob
os sedimentos da barreira regressiva nem as fácies da barreira transgressiva. As
lamas descritas por Lessa et al. (2000), a partir de sondagens geotécnicas, como
holocênica corresponderiam ao substrato pleistocênico. Assim, a superfície de
ravinamento estaria localizada a aproximadamente 10 metros de profundidade e não a
14 m como proposto por esses autores.
Plataforma interna
Substrato pleistocênico
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Cava
Rio Guaraguaçu
Praia subaérea e intermaré
Face litorânea superior
Face litorânea inferior
Barreira pleistocênica
?
01km
?
Sedimentos lagunares do Holoceno
Barreira regressiva holocênica
Superfície de ravinamento
-16
Face litorânea média
Depósitos de planície aluvial atual
Figura 4.26: Perfil transversal das barreiras de Praia de Leste com a distribuição das
associações de fácies da barreira regressiva sobre o substrato pleistocênico (localização figura
4.18a perfil topográfico a-b).
80
Contudo, em superfície, na região centro-sul da planície costeira paranaense,
entre as barreiras pleistocênica e holocênica existe uma planície com sedimentos
paleoestuarinos com idade de até 6.500 anos A.P., evidenciando que uma “barreira”
separava o mar de um estuário nessa época (SI-431 Figura 4.18a). Para explicar a
existência deste paleoestuário, várias hipóteses podem ser consideradas, tais como a
existência da barreira transgressiva ou o crescimento de esporões.
Lessa et al. (2000) propuseram a existência de uma barreira transgressiva com
base na descrição das fácies de dois testemunhos (referidos como V#9 e V#10, figura
4.15). Nestes testemunhos, nas paleoprofundidades de 2 a 4 m, estes autores
identificaram duas fácies intercaladas. Uma formada por areia grossa, mal selecionada
e interpretada como formada em canal estuarino e outra constituída por areia fina, bem
selecionada interpretada como depositada em leques de sobrelavagem (overwash)
(Figura 4.27). Porém, em fotografias aéreas e em refletores de GPR no local dos
testemunhos, são evidentes feições encurvadas para oeste e superfícies de refletores
mergulhando para sudoeste (Figuras 4.28 e 4.29) que sugerem a existência de um
esporão migrando para sudoeste. Ademais, na costa paranaense e norte catarinense
são comuns evidências de significativo componente de deriva longitudinal na formação
das barreiras holocênicas (Angulo 1999, Souza et al. 2001a, Mihály & Angulo 2002).
Desta forma as fácies interpretadas com sendo de overwash poderiam ser
reinterpretadas como fácies de preenchimento de canal estas fácies corresponderiam
provavelmente a fácies associadas à uma paleodesembocadura estuarina. Além disso,
ao norte da localização destes testemunhos, na parte mais interna da barreira, perfis
transversais evidenciaram características tipicamente regressivas com refletores de
GPR mergulhando para o mar (Figura 4.30).
Pode se concluir que, na área estudada não existem evidências diretas
conclusivas da existência da barreira transgressiva. Também ela não existiu na
posição indicada por Lessa et al. (2000), não se descartando a possibilidade de sua
ocorrência numa posição mais interna da planície. Segundo as simulações
computacionais geradas no STM uma pequena e estreita barreira transgressiva, com
no máximo 100 m de largura e cavalgando sobre o substrato pleistocênico teria isolado
a laguna e teria se posicionado a cerca de 8 km da linha de costa atual. Na área
estudada, nesta posição, ocorrem sedimentos paleoestuarinos, contudo a cerca de
81
10 km ao norte, a 8 km da linha de costa, na Ilha Guaraguaçu, ocorrem sedimentos
arenosos de barreiras, que poderiam corresponder a remanescentes da barreira
transgressiva (Figuras 4.31 e 4.32). Ao sul da Ilha Guaraguaçu esta barreira, se existiu,
teria sido completamente erodida pelo rio Guaraguaçu (Figura 4.32).
Figura 4.27: Fácies interpretadas como correspondentes a intercalação de fácies de canal
estuarino e fácies de sobre-lavagem (overwash) por Lessa et al. (2000) (sondagem #10 - figura
4.15 – localização figura 4.18a).
82
Figura 4.28: Foto aérea de 1970 escala 1:70.000 da planície centro-sul paranaense, mostrando
as feições recurvadas para sudoeste (parte inferior da foto) e para noroeste (parte superior da
foto) na ilha Guaraguaçu, sugerindo a existência de esporões, com diferentes direções de
crescimento (localização figura 4.18a).
perda do sinal durante a aquisição dos dados
Antenas: 200 MHz
Janela temporal: 250 ns
Velocidade média: 0,085 m/ns
Constante dielétrica: 12,5
NE SW
83
Figura 4.29: Interpretação do Perfil GPR realizado na planície costeira sobre a barreira
holocênica próximo a margem do rio Guaraguaçu, mostrando os refletores (níveis amarelo e
verdes da parte esquerda da imagem) mergulhando para sudoeste (Angulo et al. 2005a).
Direção da perfilagem N50º (perfil GPR 2 – figura 4.18a).
Antenas: 200 MHz
Janela temporal: 250 ns
Velocidade média: 0,085 m/ns
Constante dielétrica: 12,5
Figura 4.30: Interpretação do perfil de GPR realizado na planície costeira sobre a barreira
holocênica próximo a margem do rio Guaraguaçu (Angulo et al. 2005a). Direção da perfilagem
N120º. (perfil GPR 1 – figura 4.18a).
84
Substrato pleistocênico
Substrato pleistocênico
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Cava
Rio Guaraguaçu
?
0
1km
?
-16
Barreira transgressiva
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
6
NMM
Rio Guaraguaçu
Barreira pleistocênica
?
0
1km
?
Sedimentos lagunares do Holoceno
Barreira regressiva holocênica
Superfície de ravinamento
-16
Depósitos de planície aluvial atual
Cava
?
Setor erodido pelo rio
a)
b)
Figura 4.31: Esquema evolutivo para as barreiras holocênicas paranaenses com base nos
dados obtidos pela simulação com STM e das descrições de perfis estratigráficos. a) posição
da barreira transgressiva com base nos dados da simulação STM (Figura 4.22), b) estratigrafia
atual da planície costeira com base nos dados de perfis estratigráficos e sondagens com
vibrotestemunhador. A barreira transgressiva na figura
b é resultante dos dados da simulação,
porém não foram encontradas evidências conclusivas nos dados de campo (localização –
figura 4.18a perfil topográfico a-b).
85
Figura 4.32: Foto aérea de 1970 escala 1:70.000, a norte das cavas de areia estudadas (figura
4.18a) com a posição da barreira transgressiva (quadrado branco) segundo os dados de
simulação do STM na Ilha Guaraguaçu.
Com base nas discussões apresentadas pode-se sugerir que durante o máximo
nível do mar de 3,5 ± 1,0, ocorrido entre 7.000 e 5.000 anos A.P. (Angulo et al. 2006),
teriam existido na região esporões, que cresciam preferencialmente para sudoeste.
Durante o período regressivo subseqüente pode-se distinguir pelo menos três estágios
evolutivos: 1) crescimento de esporões para sudoeste, quando a queda do nível do
mar foi mais acelerada, até aproximadamente 4.000 anos A.P; 2) alternância entre a
progradação e crescimento de esporões para nordeste, entre 4.000 e 2.500 anos A.P.,
quando o mar encontrava-se mais ou menos estável; e 3) após 2.500 anos A.P. até o
presente, formação de cordões regressivos, favorecidos por uma aceleração da queda
do nível do mar.
86
4.6. COMPARAÇÃO COM OUTROS MODELOS DE EVOLUÇÃO DE BARREIRAS
COSTEIRAS
Alguns modelos descrevem o afogamento dos vales formados pela dissecação
fluvial na fase regressiva anterior, do final do Pleistoceno, e das partes baixas dos
terraços pleistocênicos durante o máximo da transgressão holocênica e a formação de
lagunas, que teriam sido isoladas pela construção de uma barreira a partir da erosão
dos terraços pleistocênicos frontais, a partir da qual teriam se desenvolvido os
depósitos regressivos (Martin & Suguio 1976, Suguio & Martin 1976a,b, 1987,
Dominguez et al. 1981). Porém, nestes modelos não são apresentadas evidências das
fácies transgressivas e tampouco das fácies lagunares sob as barreiras regressivas.
Na planície costeira do Rio Grande do Sul, Villwock et al. (1986) descrevem
quatro sistemas deposicionais tipo barreira/laguna que teriam se formados durante
ciclos transgressivo/regressivo, sendo três do Pleistoceno e um, denominado Barreira
IV, do Holoceno. A presença de extensas lagunas, tais como a Lagoa dos Patos e a
Lagoa Mirim, e depósitos lagunares aflorando na linha de costa atual, com idade de
4.330 ± 60 anos A.P. (Tomazelli et al. 1998) são usados como evidências para o
modelo. Porém, como em outras partes da costa brasileira também não foram
descritas as fácies transgressivas da barreira.
Ao sul da área de estudo, na planície costeira de Itapoá, litoral norte de Santa
Catarina, Souza et al. (2001a) propuseram um modelo evolutivo holocênico no qual
durante o máximo da transgressão teriam se formado ilhas-barreira com
desembocaduras associadas às atuais desembocaduras dos rios Saí-Mirim e Saí-
Guaçu, e durante a descida progressiva do nível do mar barreiras regressivas.
Segundo estes autores durante a regressão formaram-se em alguns locais esporões
que migravam para norte sob o efeito da deriva litorânea e deslocavam as
desembocaduras dos estuários na mesma direção. Neste modelo também não são
apresentadas evidências da barreira transgressiva, que segundo os autores teria sido
erodida pelo rio Saí-Mirim.
Giannini et al. (2003) classificaram a Ilha Comprida, litoral sul do Estado de São
Paulo, como um sistema deposicional strandplain, inteiramente holocênico. Segundo
87
estes autores não existem evidências das fácies transgressivas proposta por Suguio &
Martin (1976a,b). A evolução da planície costeira de Ilha Comprida, durante o
Holoceno, teria sido condicionada pela alternância entre períodos de predominância de
crescimento de esporões e períodos com predominância de progradação.
Comparando os modelos descritos, os que mais se assemelham ao proposto
neste trabalho, são os de Souza et al. (2001a) e Giannini et al. (2003). Principalmente
no que se refere à fase durante a descida do nível do mar com crescimento de
esporões e formação de cordões litorâneos regressivos. Porém, em relação ao sentido
de crescimento, o modelo aqui proposto é similar ao de Giannini et al. (2003), pois
segundo estes autores na região de Ilha Comprida existem evidências de inversões na
direção da deriva predominante, durante o desenvolvimento da barreira. No litoral
paranaense, estas inversões na deriva predominante parecem ter ocorrido tanto
durante a elevação do nível do mar quanto durante a fase de queda subseqüente, que
são evidenciadas pela alternância no sentido de crescimento dos esporões.
Nos modelos propostos para outras regiões do mundo, o que mais se
assemelha ao proposto neste trabalho é o da Ilha de Galveston, no Golfo do México
(Bernard et al. 1962 apud McCubbin 1992, Rodriguez et al. 2004). Em perfil, tanto a
espessura da barreira, a distribuição das associações de fácies e a forma do substrato,
são semelhantes (Figuras 4.5 e 4.26). Quando da elaboração do primeiro modelo de
Galveston (Bernard et al. 1962 apud McCubbin 1992), os autores consideravam que a
barreira teria se formado com um nível do mar em lenta elevação e com alto aporte
sedimentar, ocasionando a formação de uma típica barreira progradante. Atualmente,
discute-se a possibilidade de que a barreira de Galveston tenha se desenvolvido numa
fase regressiva, após um máximo, ocorrido por volta de 6.800 anos A.P., quando o
nível do mar teria alcançado nível próximo a 2,0 m acima do atual (Morton et al. 2000,
Blum et al. 2002, Rodriguez et al. 2004). Portanto, sob condições semelhantes às das
barreiras paranaenses.
88
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