Evolução da planicie costeira do Rio Paraiba do Sul (RJ) durante o quaternario - influencia das flutuações do nível do mar, por Suguio e Martin

Evolução da planicie costeira do Rio Paraiba do Sul (RJ) durante o quaternario -...

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ANAIS DO Xl CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, RIO DE JANEIRO, 1984

Louis Martin, ORSTOM (Frawa) e Departamento de Geoffsica (O.N.) - Rua General Bruce, 588 - (209211 - Rio de Janeiro, RJ Kenitiro Suguio

Instituto de Gecciências - Universidade de São Paulo - Caixa Postal, 20890 - (01498) -

So Paulo, SP' Jean-Marie Flexor

Departamento de Geoffsica -Observatório Nacional - Rua General Bruce, 586 - (20921) -

Rio de Janeiro, RJ José Maria Landim Dominguet

Programa de Pesquisa e Pbs-Graduaçä0 em Geoffsica e Instituto de Geociências - Unk. Federal da Bahia - Rua Caetano Moura, 123 - (40000) - Salvador, BA Antonio Expedito Gomes de Azevedo

Programa de Pesquisa e P6s-Graduaçä0 em Geoffsica e Instituto de Flsica - Universidade Federal da Bahia - Rua Caetano Moura, 123 - (40000) - Salvador, BA

Previas works cn the central portion of the Brazilian coastline indicatei that the relative sea level changes anni the longshore axrents have played an essential role in the constructial of the coastal plains.

Detail& mapping and radiocarbcn dating have allowed us to esta- blish the different pkases involved in the depositional history of the coastal plain situated at the Paraíba do Sul rivw mouth (State of Rio de Janeiro). Thus, it was possible to demonstratr: that this coastal plain is partially of Pleistccene age (after 120,0 years B.P.)** and

partially of Holccene age (after 7,0 years B.P.).

A submergence period before 5,100 years B.P. has been recordd by the formation of an extensive lagoon, within which the Paraiba do Sul river has constructed a huge delta. It was only after relative sea level drop, follawed by the partial desiccation o-: the lagoa, that the Paraiba do Sul river reached directly to the open Ocean, thus contribu- ting to the construction of the Holccene sardy terraces.

On the other hand, it was possible to demonstrate that the river sands are being dominantly deposited at the north of the river mouth. Meanwhile, the marine terraces cwered by beach ridges, situated at the sath of the river mouth, have been constructed by sards derived from the adjacent inner sheE. The relative sea level drop propitiated the transference a€ sands from the shareface to the beach, which were re- moved by the longshore currents and blccked by the Paralba do Sul river fim.

Finally , evidence of Recent tectonic activities is represented

the Pleist ccene marine terraces

by a subsidence area lccated at south of this coastal plain, affecting

Pesquisas realiza3as por MARTIN e SUGUIO (1975; 1976a,b; 1978) r

SUGUIO e MARTIN (1976a,b: 1978a,b; 1981 e 19821, MARTIN et al. (1979a e 1980b) no litoral paulista e sul-fluminense, por SUGUIO et al. (1980, 1982) na metade nate do litoral capixaba, por BITTENCOURT et al. (mga, b) , MARTIN et al. (1978; 1979b; 1980a,b; 1982) , VILAS-BOAS et al. (19811, DOMINGUEZ (1982) e DOMINGUEZ et al. (1982a,b) no litoral baiano e pm BITTENCOURT et al. (1982a,b) no litaral sergipano e sul-alagoano, pemL tiram adquirir um bom cmhecimento dos mecanismcs de sedimentaçao atue tes nessas regioes durante o Quaternário. u. R.s,~.J~I. fonds ~~~~~~~~iailt

Esses autores, apoiados em mapeamento geológico de detalhe e da taçÕes ao radiocarbono, puderam identificar testemunhos representativos de três periodos de níveis marinhos altos no decorrer do Quaternário.

Evidências do nível marinho alto mais antigo foram identifica- das somente no litoral dos Estados da Bahia e Sergipe. Os Únicos teste munhos deste evento, conhecidos até hoje, são uma linha de falésias en talhadas em sedimentos da Formação Barreiras (BIGARELLA e ANDRADE, 1964T e uma formação recifal não aflorante existente ao sul do Estado da Ba hia. Na verdade, este nível marinho alto situava-se próximo ao atua1,sem todavia ultrapassá-lo.

0 seguinte nível masinho alto ocorreu há aproximadamente l20.0 anos, tendo atingido o seu maximo de 8 5 2m acima do atual (MARTIN et al.., 1982). Extensos terraços arenosos, depositados após este nível al to, ocorrem ao longo de todo o litoral brasileiro.

graças a numerosas datações ao radiocarbono. Esses dados têm permitido estabelecer as antigas posgçÕes ocupadas pelo nivel relativo do mar e construir curvas de variaçao, em diversos setores homogêneos do lito ral, para os Últimos 7.0 anos (Fig, 1). Essas curvas apresentam for mas comparáveis mas podem exibir diferenças de amplitudes. Em geral, o nivel médio atual foi ultrapassado entre 6.500 e 7.0 anos A.P., tendo atingido o seu nivel mZximo, situado cerca de 4 a 5m acima do atual, há cerca de 5.100 anos. Em seguida, o nivel relativo do mar retornou mais ou menos regularmente a sua posição atual apresentando, todavia, dois curtos periodos de elevação rápida entre 3.800 e i.600 e entre 2.700 e e 2.500 anos A.P.

Resumidamente, pode-se dizer que o litoral brasileiro tenha si- do submetido 2 submersão até 5.100 anos A.P. e, em seguida, 2 emersão. Esta situação não 6 verificada no mundo inteiro pois, por exemplo, na costa atlântica e do golfo do México dos Estados Unidos, o nível relati- vo do mar nunca foi superior ao atual nos Últimos ".O00 anos (Fig. 2) .

Então, evidente que a evolução litorânea neste período não foi a mes ma nas costas orientais dos Estados Unidos e do Brasil. As costas em submersão são caracterizadas pela existência de sistemas de ilhas- bay reiras e lagunas e as costas em emersã0 pela preseI.ça de extensos terra ços arenosos recobertos por cordões litorâneos.

Uma das caracteristicas da parte central d=, litoral brasileiro reside na ocorrência de vastas planícies quaterndrias, algumas das quais existentes nas desembocaduras dos rios mais importantes. Entre elas so bressaem as planícies encontradas nas desembocaduras dos rios São Fra; cisco (SE/=) , Jequitinhonha (BA) , Doce (ES) e Paraíba do Sul (RJ) , te; do sido as três primeiras estudadas, recentemente, considerando-se a i; fluência das flutuações do nivel marinho quaternsio (BITTENCOURT et al., 1982a; DOMINGUEZ et al. , 1982 e SUGUIO et al. , 1982). Esses estudos têm mostrado que o período de submersão, ocorrido antes de 5.100 anos A.P., conduziu 2 formaç5o de ilhas-barreiras que isolaram do mar aberto lag: nas mais ou menos extensas. Quando essas lagunas foram suficientemente grandes, como no caso do rio Doce, o curso fluvial que ai desembocava construiu importantes deltas lagunares. O período subseqilente de emer são, após 5.100 anos A.P., tem sido caracterizado pela ressecação par cia1 ou total da laguna e pela acreçã0 de cordões litorâneos 5 parte ex terna das ilhas-barreiras. Foi somente após a ressecação das lagunasque os cursos fluviais puderam atingir o mar e passaram a contribuir direta mente na construção de terraços arenosos.

os sedimentos arenosos das regiões 1itorZne.s em progradação são provenientes de duas fontes diferentes: a) sedimentos fornecidos pe lo curso fluvial e b) sedimentos supridos pela plataforma continentale

A parte final do Último nível alto encontra-se bem conhecida terna, em resposta ao abaixamento do nível marinho, segundo o princípio reciproco ao estabelecido por BRUUN (1962). Em ambos os casos, as coy rentes de deriva litorhea, dependendo da direção de incidência das frentes de onda na praia, irão transportar os sedimentos arenosos at6 que eles sejam bloqueados por um obstdculo que permitirá a sua sedimen- tação. Os fluxos fluviais junto 2s desembocaduras dos principais cursos fluviais constituem um desses obstáculos. De fato, em períodos de en chente, o jato de dgua junto à foz interromperá o transporte das areias, da mesma maneira que molhes artificiais perpendiculares 2s praias. Des te modo, haverá acumulação de areias do lado 5 montante e possivel erg são no lado 5 jusante das correntes de deriva litorânea. Entretanto, na maior parte dos casos, a remoção será compensada pelo aporte de grossei ros do próprio curso fluvial (Fig. 3B). Em período de vazante, o obstg culo formado pelo fluxo fluvial irá praticamente desaparecer e as coz rentes de deriva litorânea irão provocar a renoso que tenderá a fechar a desembocadura. Ocorrerá também uma erosão parcial da parte saliente em relaçao ao alinhamento da praia, do depÓsl to formado no período precedente (rig. 3C). Se a fase de vazante, de g nergia mais fraca, tiver uma duraçao bastante longa, o esporão arenoso . poderá atingir uma largura tal que lhe permitirá resistir, em parte,ao período de enchente subseqtiente, de alta energia. Em certos casos, SÓ a extremidade do esporão arenoso será destruido e a barragem provocada pe lo fluxo fluvial serâ deslocada no sentido das correntes de deriva lito rdnea, produzindo-se então nova acumulação (Fig. 3D).

Em todos os casos, onde as frentes de onda são oblíquas 2s pra& as, deve-se verificar uma assimetria entre as partes da planicie coste$ ra situadas de um lado e de outro da desembocadura fluvial. A porçao a montante das correntes de deriva litorânea deverá ser formada por uma sucessão de cordões arenosos, enquanto que a porção 2 jusante será cons tituida por alternância de cordões arenosos e zonas argilo-orgânicas. 5 lém disso, o deslocamento da desembocadura será registrado por uma s" cessão escalonada de superfícies de discordäncia nos alinhamentos dos

cordões. Por outro lado, as características morfolÓgicas, principalmen- te os graus de arredondamento das areias deverão ser diferentes de um lado e de outro da desembocadura (MARTIN et al., 1984).

PLANfCIE COSTEIRA QUATERNARIA DO RIO PARAfBA DO SUL a construção de um esporzo

A planície costeira quaternãria existente na desembocadura do rio Paraíba do Sul estudada anteriormente por diversos pesquisadores (L& MEGO, 1955; BACOCCOLI, 1971; ARAOJO et al., 1975; DIAS e.GORIN1, 1980 e DIAS, 1981) , apresenta uma ärea de cerca de 3.0 km2 e suas dimensões máximas são de 120 km na direçã0 N-S e de 60 km na direção E-W. Mapea - mento geológico de detalhe e datações de amostras ao radiocarbono perm& tiram, aos autores deste trabalho identificar as seguintes unidades de sedimentação (Fig. 4 1 :

Esses terraços são particularmente bem desenvolvidos na parte sul da planície, embora sejam também conhecidos testemunhos nas partes central e norte. As caracteristicas fotogeológicas desses terraços são semelhantes 2s observadas nas âreas de terraços correlacionáveis, data dos de 120.0 anos A.P., encontrados no litoral baiano (MARTIN et al., 1981).

Amostras de conchas e de fragmentos de madeira existentes den tro de sedimentos lagunares das zonas intercordões foram datadas de

6.0 + 200 anos A.P. (Bah. 1003) e de 6.590 i 200 anos A.P. (Bah.1004). Os corzoes existentes na kea de coleta não se tratam de depósitos de

"ch6nier" conforme interpretação de DIAS (1981) , mas de cordões litorâ- neos pleistocênicos, Cujas zonas intercordões foram ocupadas por lag2 nas ligadas ao Último período de nível marinho mais alto de idade holo cênica e os cordões desta ëpoca SÓ poderiam ter sido formados após o nz vel máximo de 5.100 anos A.P. Além disso, conchas e fragmentos de ma deira coletados nos sedimentos lagunares localizados entre o terraço a renoso da parte sul e a barreira litorânea atual foram datados de 6.938 - + 240 anos A.P. (Bah.11061, 6.620 2 240 anos A.P. (Bah. 11071, 6.590+ 250 anos A.P. (Bah. 1105) e de 6.0 4 230 anos A.P. (Bah. 1108). EntãÖ, 6 evidente que o terraço coberto.de cordões 6 mais antigo que 6.600 anos A.P. e, portanto, ele 6 anterior ao Último nível marinho mais alto (5.100 anos A.P.), podendo ser somente de idade pleistocênica (após 120.0 5 nos A.P.). Da mesma maneira, a zona baixa onde se acha instalada a lag2 na de Carapebus, que seciona os cordões pleistocênicos, não poderia ter sido escavada senão em um período de nível marinho nitidamente mais ba& xo que o atual, isto 6, antes de 7.0 anos A.P.

Eles se acham especialmente desenvolvidos na porção norte da planície, em ambos os lados da desembocadura do rio Paraíba do Sul e, são mais recentes que 5.100 anos A.P. Esses terraços holocënicos apre- sentam um aspecto bem diferente dos terraços pleistocênicos, quando vis tos sobre fotografias aéreas.

Na metade sul da planície, os depósitos arenosos holocënicos são restritos a uma barreira arenosa Única de alguns metros a dezenas de mg tros de largura. Esta diferença deve-se, em parte, a atividade tectöni ca recente, como será visto mais adiante.

Na porção central da planície, ocupando as áreds de São !ibn15 e de lagoa Feia, ocorrem sedimentos argilo-orgkicos ricos em conchas. Numg rosas datações ao radiocarbono (Tab. I) mostraram que as idades dessas conchas variam entre 7.0 e 5.0 anos A.P., que corresponde ao perí2 do de submersão caracterizada pela existSncia do complrtxo ilhas-barrea- ras e laguna, na brea. As conchas coletadas em uma zon;: baixa e alongz da paralelamente aos cordões litorâneos na porção norte da planície foz neceram idades próximas de 2.500 anos A.P. Finalmente, zonchas amostra- das de quatro pequenas paleolagunas situadas na extremidade sul do ter raço holocênico forneceram idades em torno de 3.0 anos A.P.

A porção central da planície 6 ocupada por sedimentos fluviais repousando diretamente sobre sedimentos lagunares. Esta situação foi confirmada por numerosas perfurações rasas (ARAOJO et al. , 1975) . Entre Campos e São Tomé, sao encontradas "cicatrizes" de numerosos paleoca nais no meio desses sedimentos fluviais.

Esses sedimentos apresentam todas as características de um anti go delta construido pelo rio Paraíba do Sul dentro da antiga laguna. L& MEGO (1955) havia atribuido este delta intralagunar a uma fase de "del tação" do "tipo Mississipi", tendo esta idéia sido posteriormente endos sada por ARAOJO et al. (op. cit.). Entretanto, a formaçao de um delta daquele tipo ao longo de um litoral de alta energia de cndas, como o da regiao de Campos, 6 absolutamente impossível!!!

FASES EVOLUTIVAS DA PLANTCIE COSTEIRA DO RIO PARAfBA DO SUL Excetuando-se algumas diferenças locais devidas a fenômenos neo

TAB. I - imstras de conchas e de deira da pldcie costeira do rio Paraiba do al mstras coletadas nos sedimentos lagumres correspndates 2 fase principal de sub_ Sal (RJ) datadas pelo &todo do radiocarbono.

lne?Xião

Nk de Idade radiocabo Natureza das Número de referência anos A.P. al-IDStras laboratório

PS-O6 7.060 + 260 Conchas Bah. 1120

SD-10A 7.010 T 250 . Conchas Bah. 1005 PS-13 6.930 3 240 Conchas Bah. 1106 SD-03 6.860 + 250 Conchas Bah. 995 SD-1 6.830 7 250 Conchas Bah. 1007 PS-O7 6.730 T 260 Conchas Bah. 1121 PS-14 6.620 T 240 Conchas Bah. 1107 PS-12 6.590 7 250 Madeira Bah. 1105 PS-26 6.570 7 250 Madeira Bah. 13 PS-2 6.560 T 260 Madeira Bah. 1135 PS-o9 6.470 T 240 Conchas Bah. 1123 PS-O8 6.060 T 240 Conchas Bah. 12 PS-14A 6.0 5 230 Conchas Bah. 1108 SD-1OB 6.0 + 200 Madeira Bah. 1003 PS-O3 5.560 7 230 Conchas Bah. 1117 PS-25 5.460 230 Madeira Bah. 1132 PS-19 5.410 + 230 Conchas Bah. 1109 SD-04A 5.140 T - 200 Conchas Bah. 996 b) Arrostras Colet* na: pequenas paleolagunas 110 &O dos m&s holo&nicos

Laguna das ostx3s

PS-15B L.180 2 180 Conchas Bah. 1113 PS-15A 3.120 + 180 Conchas Bah. 1 SD- O 5 2.940 150 Conchas Bah. 9

Laguna salgada

SD-08 3.060 + 150 Conchas Bah. 1002 PS-16 2.930 T - 180 Conchas Bah. 1114

SD- O 7 3 O00 - + 150 Conchas Bah.lOO1

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