Relatório de Graduação - Centro de Ciências Exatas e da Terra

Transcrição

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO E DO DESPORTO
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
PROGRAMA DE RECURSOS HUMANOS DA ANP PARA O SETOR PETRÓLEO GÁS
PRH 22-ANP/MME/MCT
MAPEAMENTO DE DETALHE EM SUB-SUPERFÍCIE COM GPR:
ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES E EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA DO
SISTEMA COSTEIRO DE GALINHOS-RN
Autor:
Peryclys Raynyere de Oliveira Andrade
(UFRN/CCET/DG – Graduação)
Matrícula: 982801-0
Supervisora:
Profª Drª Helenice Vital
(DG/PPGG/UFRN – Pesquisadora CNPq)
Orientador:
Prof. Dr. Walter Eugênio de Medeiros
(DFTE/PPGG/UFRN – Pesquisador CNPq)
Relatório N° 189
Natal, 10 de Fevereiro de 2003.
Andrade, P. R. O. – 2003
RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO / UFRN-DG / ANP
RESUMO
Este trabalho teve como objetivo geral o mapeamento de detalhe, inserido na área das rochas
sedimentares e direcionado aos campos da Estratigrafia e Geologia Ambiental, através do método
geofísico GPR para reconhecimento da estruturação interna e estratigrafia do spit de Galinhos,
tomando como base a área de Galos-RN. A aquisição dos dados consistiu em uma malha de 11
seções de GPR, espaçadas de 50 m, sendo: 02 perfis transversais à direção estimada do canal (GPR01 e GPR-02), com aproximadamente 350 m de extensão e direção N150°E; 09 perfis longitudinais
de 150 m e direção N60°E (LT-01 a 08); além de perfis auxiliares de dimensões variadas, com
direção N150°E (AX entre 01 e 08) e um perfil orientado à N080°E (AY-03), totalizando 3.804
metros lineares de Seções de GPR. Em laboratório, os dados foram submetidos a uma rotina de
processamento, semelhante a da sísmica de reflexão, desenvolvida como parte do trabalho de
doutorado do aluno Pedro Xavier Neto (PPGG/UFRN). Finalmente, a utilização dos recursos de
interpretação e visualização de dados sísmicos, oferecidos pelo software SeisX, da Paradigm
Geophysical, disponibilizados pelo PPGG no Laboratório de Interpretação Sísmica e Visualização
(LISV), tornou o processo interpretativo mais seguro e interativo, possibilitando um maior
detalhamento na caracterização e correlação lateral das fácies dos radagramas. Para tanto, critérios
de interpretação foram importados (adaptados) da sismoestratigrafia, como os padrões de
truncamento (superfícies erosionais e de reativação) e terminação (onlap, dowlap, sigmóides
progradantes, etc.), culminando na identificação e correlação das radar fácies (semelhante à
definição de sismofácies) às estruturas sedimentares, geometria e dimensão dos depósitos.
Como resultado deste trabalho, a integração dos dados geológico de superfície, fotografias
aéreas e principalmente dos dados de GPR, permitiram a caracterização dos processos/respostas
sedimentares e associação lateral de fácies, culminado com a materialização de um sistema
deposicional de ilhas barreiras, e um modelo para a evolução quaternária da região de Galinhos.
Esse modelo de evolução foi construído a partir da identificação de fácies sedimentar geneticamente
relacionada a um canal de maré, preservada no substrato da área estudada. A história evolutiva da
região de Galinhos é caracterizada pela migração e soterramento progressivo dos canais de maré,
seguido por um avanço relativo da linha de costa, e posterior formação de campos de dunas (recuo
da linha de costa), normalmente interceptados por leques de washover. Este modelo pode ser
extrapolado para todo o spit de Galinhos.
II
ABSTRACT
The present research has as the main goal the detailed mapping using the GRP method for
determining the internal structuration and stratigraphy of the Galinhos spit, taking as standart the
Galos area.The data acquired consisted of a mesh of 11 GPR sections, 50m-spaced, inwhich: 2
profiles are transversal to the estimated channel direction (GPR01 and GPR02), with approximately
350m long and N150°E direction; nine longitudinal profiles with 150m extetension and N60°E
(LT01-08); additionally, subsidiary profiles with variable dimensions, with direction N150°E (AX
between 01 and 08) and finally one profile with direction N080°E (AY-03). All those lines provided
a grand total of 3,804m of GPR sections. After acquisition, the data was submitted to a processing
scheme, similar to the one used in reflexion seismics, which has was developed as part of a PhD
thesis in the PPGG/UFRN of Mr. Pedro Xavier Neto. Finally, the usage of seismic data
interpretation and visualisation softwares like SeisX (Paradigm Geophysical), which is available at
the Laboratório de Interpretação e Visualização Sísmica (LISV-PPGG/UFRN), made the
interpretation task saffer and interactive. This provided great details in the characterization and
lateral correlation of the radagram facies. Thus, interpretation criteria were adapted from seismic
statigraphy, with truncation patterns (erosional and activation surfaces) and termination (onlap,
dowlap, sigmoids progradants). This provided the identification and correlation of the radar facies
(similar to the definition of seismofacies) to the sedimentry structures, geometry and deposits
dimension. As a result of this research, the integration of surface geological data, aerial photos and
mainly GPR data, allowed to process/feedback sedimentary characterization and lateral facies
association, has been made to build up a depositional system og barrier island, from the
identification of genetically related sedimentary facies related to a tidal channel, still preserved in
the substract of the studied area. The evolution history the Galinhos spit has been characterized by
the migration and progressive burial of the tidal channel, followed by an advance of the costal line.
This was followed then by the formation of sand dunes fields (retreat the costal line), normally
interposed by washover fans. This model can be extrapolated to all of Galinhos spit.
III
DEDICATÓRIA
Aos meus Familiares: esposa,
filhos e, principalmente, aos meus pais por
todo apoio e paciência.
IV
AGRADECIMENTOS
Expresso aqui os meus profundos agradecimentos a todos os meus familiares, e em
especial: aos meus pais, Raimundo Andrade Sobrinho e Auxiliadora Maria de Oliveira Andrade,
que “seguraram a barra” durante todo o período do Curso de Graduação; a minha esposa – Kalina
Alessandra – pela paciência, dedicação e, claro, por ter me ensinado a “comer um morango”
algumas vezes; aos meus filhos (Lucas e Larissa) que são a minha fonte de inspiração e de força.
Ao Prof. Dr. Walter Eugênio de Medeiros por toda atenção, dedicação profissional, e
pioneirismo por ter acreditado no autor deste trabalho. É como você sempre diz, professor: “Nem
tudo está perdido”!
À professora Dra. Helenice Vital pela supervisão deste relatório e pela sua biblioteca
pessoal, a qual espero não estar devendo mais nada.
Ao Geofísico, ou como ele mesmo diz, ex-geólogo, Pedro Xavier Neto pela adoção como
herdeiro de suas idéias e pelo treinamento na aquisição, processamento e interpretação de dados de
GPR. Espero não ter contribuído muito para a sua calvície.
A Doutoranda Zuleide Lima, pela colaboração, discussões e cessão de alguns dos seus
dados.
Aos amigos Josibel (Bel), responsável pela aquisição dos primeiros dados de GPR deste
trabalho; Quirino, Yang e André, pela ajuda indispensável na aquisição dos dados e nivelamento
topográfico.
Aos
projetos:
MARPETRO
(FINEP/PETROBRAS/CTPETRO)
e
PROBRAL
(CAPES/DAAD 150/02); este último envolvendo a cooperação internacional Brasil (UFRN) e
Alemanha (Universidade CAU-Kiel) pelo apóio financeiro.
À ANP também pelo apóio financeiro e pela concessão da bolsa de IC, paga durante dois
anos, sem a qual este pobre aluno não estaria aqui.
Ao CNPq pela bolsa de IC, concebida nos primeiros anos do curso.
À Coordenação e Departamento do Curso de Geologia da UFRN.
V
ÍNDICE
CAPÍTULO I: INTRODUÇÃO _____________________________________________ 1
1.1 – APRESENTAÇÃO ______________________________________________________ 2
1.2 – OBJETIVOS E JUSTIFICATIVA__________________________________________ 2
1.3 – METODOLOGIA _______________________________________________________ 3
1.4 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO _____________________________________ 5
Capítulo II: GEOLOGIA REGIONAL _______________________________________ 6
2.1 – EMBASAMENTO PRÉ-CAMBRIANO _____________________________________ 7
2.2 – REGISTRO MESOZÓICO: A BACIA POTIGUAR___________________________ 9
2.2.1 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL ________________________________________________ 9
2.2.2 – EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR _______________________________________ 10
2.2.3 – ESTRATIGRAFIA__________________________________________________________ 13
2.3 – REGISTRO CENOZÓICO E TECTONISMO ______________________________ 15
2.4 – O REGISTRO QUATERNÁRIO E NEOTECTONISMO _____________________ 18
2.4.1 – A SEDIMENTAÇÃO QUATERNÁRIA_________________________________________ 18
2.4.2 – O NEOTECTONISMO ______________________________________________________ 19
Capítulo III: CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA ÁREA ESTUDADA ________ 24
3.1 – MAPEAMENTO GEOLÓGICO DE SUPERFÍCIE __________________________ 25
3.1.1) PROCESSOS SEDIMENTARES ATUAIS _______________________________________ 25
A) Ventos ____________________________________________________________________ 26
B) Marés e Correntes de Maré_____________________________________________________ 27
C) Correntes de deriva litorânea (Longshore currents) __________________________________ 30
D) Processos Episódicos de “Tempestades” __________________________________________ 31
E) Ondas _____________________________________________________________________ 32
3.2) ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES SEDIMENTARES ______________________________ 34
3.2.1) Ante-praia ou zona de Estirâncio (foreshore) ______________________________________ 34
3.2.2) Pós-praia (Backshore) ________________________________________________________ 37
3.2.3) Dunas e Superfícies de Deflação ________________________________________________ 38
2.2.4) Planície de Intermaré (intertidal flats) e Mangues___________________________________ 42
Capítulo IV: GEOFÍSICA ________________________________________________ 47
4.1 – FORMAÇÃO DO RADAGRAMA ________________________________________ 48
4.1.1 – PRINCÍPIO (TEMPO DE TRÂNSITO) _________________________________________ 48
VI
4.1.2 – JANELA DE GPR __________________________________________________________ 50
4.2 – PARÂMETROS DE AQUISIÇÃO ________________________________________ 51
4.2.1 – PROFUNDIDADE DE INVESTIGAÇÃO _______________________________________ 53
4.2.2 – FREQÜÊNCIA DE OPERAÇÃO E RESOLUÇÃO VERTICAL ______________________ 54
4.2.3 – JANELA DE TEMPO DE REGISTRO (RANGE)__________________________________ 58
4.2.4 – FREQÜÊNCIA DE AMOSTRAGEM (RAZÃO DE AMOSTRAGEM) ________________ 59
4.2.5 – PONTOS DE TIRO E RESOLUÇÃO HORIZONTAL ______________________________ 62
4.2.6 – SEPARAÇÃO E DISPOSIÇÃO ENTRE ANTENAS (FONTE E RECEPTOR) __________ 63
4.2.7 – LOCALIZAÇÃO, DISTÂNCIA ENTRE PERFIS E NIVELAMENTO TOPOGRÁFICO __ 65
4.2.8 – CONTROLE DE QUALIDADE NO CAMPO E FONTES DE RUÍDO_________________ 67
4.3 – PROCESSAMENTO E INTERPRETAÇÃO ________________________________ 68
4.3.1 – PROCESSAMENTO ________________________________________________________ 68
4.3.2 – INTERPRETAÇÃO (RADAR FÁCIES)_________________________________________ 76
A) Radar Fácies 01: Área Submersa próximo a Praia (shoreface ou Nearshore) ______________ 77
B) Radar Fácies 02: Fácies de canal de maré (Inlets) ___________________________________ 77
C) Radar Fácies 03: Ante-Praia ou Estirâncio (foreshore) _______________________________ 80
D) Radar Fácies 04: Leques de Lavagem ou de Extravasamento (Washover Fans) ____________ 81
E) Radar Fácies 05: Dunas _______________________________________________________ 83
F) Nível Hidrostático, Superfície de Erosão e Limitações da Interpretação __________________ 91
Capítulo V: INTEGRAÇÃO DE DADOS E MODELO EVOLUTIVO _____________ 93
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS_______________________________________ 99
VII
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.01 – Localização e disposição das seções GPR (Meridiano Central 39°). Baseado na Folha SB 24.X-D-III
SÃO BENTO DO NORTE – SUDENE ____________________________________________________4
Figura 1.02 – Mapa de localização e acesso. Fonte: Compilado de Lima (2002a, in Sem. Qualificação), baseado na
Folha SB 24.X-D-III SÃO BENTO DO NORTE – SUDENE. ___________________________________5
Figura 2.01 – Arcabouço tectônico da Província Borborema. Simplificado de Jardim de Sá (1994). ______________8
Figura 2.02 – Mapa de localização da Bacia Potiguar. Fonte: Compilado de Soares, 2000._____________________9
Figura 2.03 – Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (Cremonini et al., 1996). Fonte: Compilado de Soares (2000).10
Figura 2.04 – Abertura e evolução do Atlântico Sul. (A) Início da separação continental a partir de uma extensa
fratura, aproximadamente N-S, no Godwana; (B) Pólo de rotação localizado na região Nordeste do
Brasil; (C) Pólo de rotação localizado na região Norte do Brasil; (D) Predomínio de movimento
transcorrente dextral e (E) evento compressivo de direção N-S. Reproduzido de Françolin e Szatimari
(1987). FONTE: Compilado de Menezes, 1999.____________________________________________11
Figura 2.05 – Evolução tectônica das Bacias do Nordeste Oriental do Brasil segundo Matos (1994). Fonte: Compilado
de Caldas (1998). ___________________________________________________________________12
Figura 2.06 – Coluna estratigráfica da Bacia Potiguar segundo Araripe e Feijó, 1994. Fonte: Compliado de Soares
(2000).____________________________________________________________________________14
Figura 2.07 – Modelo para a origem da discordância pós-Jandaíra (Cremonini e Karner 1995). Fonte: Compilado de
Dantas, 1998. ______________________________________________________________________17
Figura 2.08 – (A) Modelo da estruturação cenozóica proposto por Torres (1994) para a reativação da Falha de Afonso
Bezerra, do Lineamento Lajes e do graben do Rio Açu. Fonte: Compilado de Menezes (1999). Em (B)
Modelo de tensões litosféricas no nordeste do Brasil (Assumpção, 1992). FONTE: Compilado de Caldas
(1998).____________________________________________________________________________20
Figura 2.09 – Compartimentação do litoral entre Ponta do Mel e a Ponta dos Três Irmãos de acordo com Fonseca
(1996). Fonte: Compilado de caldas (1998). ______________________________________________21
Figura 2.10 – Esboço esquemático (I) das fraturas e do sistema de tensões proposto para beachrock do Litoral Leste
(Coriolano, 1996) e (II) do Litoral Setentrional do Rio Grande do Norte (caldas, 1998). Em (I), visão
geral, destacam-se os conjuntos transversal A e longitudinal B correspondentes a mini-escarpas e
abatimentos de blocos, em condições superficiais, compatíveis com estruturas distensionais. Já os
conjuntos diagonais B e C apresentam feições compatíveis com movimentação horizontal, de acordo com
um sistema conjugado de cisalhamento. Em Zoom, as fraturas do conjunto B possuem uma
movimentação sinistral sugerida pela disposição escalonada de fraturas distensionais T. Uma
movimentação dextral é interpretada para o conjunto C, com base no arranjo das fraturas tipo P e tipo T,
e estruturas em dominó associadas. Em (II), As fraturas longitudinais (E-W) apresentam persistente
componente de rejeito horizontal associado à componente de abertura, resultando numa cinemática de
transtração dextral. O mesmo tipo de movimento é identificado nas fraturas NW/WNW. O movimento
direcional é identificado a partir das fibras em material carbonático (ou, menos freqüentemente,
VIII
ferruginoso), paralelas ou oblíquas às fraturas, bem como por pontes de transtração (com preenchimento
carbonático ou areia cimentada) ou de transpressão. Fonte: Compilado de Caldas (1998). _________23
Figura 3.01 – Visão geral, a partir de fotografia aérea do spit de Galinhos. Em destaque, a área de Galos. _______26
Figura 3.02 – Predominância dos ventos atuantes na área estudada – Galos. Fonte: Lima, 2002a).______________26
Figura 3.03 – Destaque para atuação dos ventos de E para W, e de ENE para WSW, formando marcas onduladas
assimétricas (migração de barras de cristas sinuosas). ______________________________________27
Figura 3.04 – Sol, terra, fases da lua, maré de sizígia e maré de quadratura. Fonte: Modificado de Davis – 1983. __28
Figura 3.05 – Fotografias aéreas de ultraleve mostrando a predominância da maré vazante. Fonte: Santos et al., 2003.
_________________________________________________________________________________29
Figure 3.06 – Diagrama que mostra geração de Correntes de longshore devido à aproximação das ondas.________30
Figura 3.07 - Direção da corrente de deriva litorânea na área estudada – Galos. Fonte: Lima ( 2002a in Sem. de
Qualificação – PPGG/UFRN). _________________________________________________________31
Figura 3.08 – Seção transversal generalizada de uma onda ideal, enquanto mostrando movimento orbital. Observe que
o movimento orbital de água está essencialmente ausente em profundidade de um-meio comprimento de
onda. Fonte: Compilado de Davis, 1983. _________________________________________________32
Figura 3.09– Diagrama esquemático da quebra de uma onda (i) em função da perda de profundidade e (ii) padrões de
fluxo interno das ondas após a quebra. A – partículas suspensas; B – Caminho percorrido pelos grãos
maiores; C – fluxo de retorno em direção ao mar; D – fluxo ascendente das partícula em direção a crista
da onda. Fonte: compliado de Davis, 1983. _______________________________________________33
Figura 3.10 – Canaletas e cristas formadas episodicamente durante a maré baixa. Destaca-se a coexistência lateral
entre as fácies e a presença dos beachrocks. ______________________________________________35
Figura 3.11 – Disposição da berma, e sua estruturação interna na área de estudo. Em (A) observa-se a berma sendo
retrabalhada pelo vento; (B) Corte transversal a linha de praia (B1 – margem W e B2 – margem E)
evidenciando um acamamento mergulhando em direção ao continente. (C) detalhe das estratificações. As
lâminas mais escuras são constituídas por minerais pesados e fração mais grossos, as lâminas mais
claras por grãos mais finos (a seta indica o norte). _________________________________________37
Figura 3.12 – Formas básicas para dunas eólicas. Fonte: Ahlbrandt and Fryberger (1982 in Sholler and Spearing,
1982 – Memoir31/AAPG). ____________________________________________________________39
Figura 3.13 – Cadeia de dunas transversais barcanas. Fonte: compilado de Medeiros et al. (1971). _____________39
Figura 3.14 – Transição de uma cadeia de dunas transversais barcanas para uma cadeia de dunas longitudinais.
Fonte: compilado de Medeiros et al. (1971). ______________________________________________40
Figura 3.15 – Bloco diagrama com estratificação cruzada acanaladas formadas por uma cadeia de dunas transversais,
cujas formas de leito migram como barras de crista sinuosa. _________________________________41
Figura 3.16 – Visão panorâmica da superfície de deflação. Destaque para as dunas embrionárias e variações sutis na
tonalidade das areias. Estas variações de tonalidade se alinham segundo a direção do vento (E-W) e
revelam o processo de transporte de sedimentos pelo vento. Os tons mais escuros se devem aos grãos
mais grossos, e os tons mais claros aos grãos mais finos em suspensão, sendo transportados pelo vento.
_________________________________________________________________________________41
Figura 3.17 – Fotografia de ultraleve (oblíqua), mostrando a coexistência das diversas fácies encontradas em
superfícies na área de estudo. Destaque para a planície de intermaré e para os manguezais. ________42
IX
Figura 3.18 – Diagramas esquemáticos: (i) Ação das correntes de maré na deposição dos foresets. (ii) processo de
formação de estruturas rítmicas. (iii) Bloco diagrama 3D das principais estruturas sedimentares
encontradas na Planície de intermaré (considerando a energia do fluxo aquoso decrescente de cima para
baixo: A – Flaser; B – Wave e C - lenticulares). (vi) Detalhe da seqüência de feixes de maré (Tidal
Bundles sequence). Nota-se o destaque dos períodos de maré de sizígia e de quadratura. ___________43
Figura 3.20 – Bloco diagrama esquemático de uma típica planície de maré siliciclástica. A planícies de maré afina
rumo ao nível de maré alta, passando gradativamente de planícies arenosa, sem interrupção, para
planície mista seguida de planície lamosa e manguezal ou pântano. Um exemplo da sucessão de fácies,
produzido pela progradação das planícies de maré, está mostrado no canto esquerdo superior. As
estratificações cruzadas, depositadas na porção mais baixa da planície arenosa e no canal de maré
adjacente, são orientadas paralelamente à linha de costa local, devido à ação predominante do fluxo do
canal de maré principal. Já na porção mais próxima do continente, a influência do fluxo das marés no
canal principal diminui ou se torna ausente. Assim, as estruturas tipo flaser, wavy e lenticulares, além de
evidenciar, respectivamente, o decréscimo de energia (leia-se: velocidade das correntes) em direção à
costa, mostram fluxo normal ao fluxo do canal de maré principal, reativo as variações diurnas e semidiurnas das marés enchentes e vazantes (adaptado de Walker, 1992). __________________________44
Figura 4.01 – Espectro de freqüência utilizado pelo GPR. ______________________________________________48
Figura 4.02 – Em (a) está mostrada a idéia básica do levantamento de tempo de trânsito com o GPR; (b) gráfico das
velocidades de propagação dos três principais pulsos enxergados pelo GPR; e (c) mostra o GPR sendo
utilizado para obter perfis de reflexão, seção resultante da situação ideal obtida na situação ideal.
(Modificado de Annan, 1992). _________________________________________________________49
Figura 4.03 – Ilustra o conceito de Janela de GPR, em três situações distintas. Em verde, a curva para areia seca, B)
em azul, para a areia molhada e C) em vermelho, para argila. A areia seca propicia excelente
propagação com uma atenuação constante em um grande faixa de freqüência, além de pouco condutiva.
Na areia molhada, o conteúdo de água limita o campo de freqüências que pode ser utilizado, favorecendo
a difusão da onda. Por fim, a argila (molhada, principalmente) oferece condições de alta condutividade
elétrica torna o coeficiente de atenuação da onda extremante variável (ausência de um intervalo
constante de atenuação). Fonte: Annan, 1992._____________________________________________51
Figura 4.04 – (A) dois pulsos de GPR bem separados no tempo; (B) sobreposição de eventos no tempo, podendo
acarretar padrões de interferência ondulatória destrutivos. (C) Critério para a discriminação entre
eventos. Matematicamente, considera-se que uma interface será bem resolvida se a separação entre os
pulsos no tempo for maior ou igual a metade dos seus respectivos envelopes ( separação ≥ W
Figura 4.05 – (A) Definição empírica do Pulso de GPR, Limitado por AMax .
2
2
) . ____55
, para ambos os lados, a partir do
ponto máximo de amplitude ( Amáx . ) ; (B) de acordo com as limitações matemáticas impostas pela
Transformação de Fourier, observa-se que não é possível obter um pulso que seja simultaneamente
estreito no domínio do tempo e da freqüência, e vice-versa; (C) O critério de Nyquist diz que o intervalo
de tempo entre as amostragens tem que ser menor que o período do pulso – tempo de duração do pulso –
( τ s < T ), caso contrário (τs ≥ T ), o sinal não é enxergado. Dessa forma, quanto maior a freqüência de
X
amostragem, melhor será representado o sinal em display. Os pontos em verde indicam os tempos em que
as amostras foram coletadas. Fonte: Annan, 1992. _________________________________________61
Figura 4.06 – (a) ilustra os vários modos de disposição entre antenas e seus respectivos campos de visão (pegadas);
(b) mostra a configuração espacial assumida pela onda quando passa da interface ar-terra para os
modos TE e TM. Fonte: Annan (1992). __________________________________________________65
Figura 4.07 – Modelo esquemático para a migração lateral de um canal de maré. (i) relaciona as fácies (A) em mapa,
e em (B) em perfil, além de simular uma Seção (C) colunar com o empilhamento estratigráfico típico de
uma Ilha Barreira.(Davis, 1994). (ii) Detalhe da estruturação interna das barras de acresção lateral dos
canais (semelhante às barras em pontal do sistema Fluvial – Davis, 1994). ______________________79
Figura 4.08 – Perfil esquemático de um leque de washover. No corte A-A’, os foresets são mais íngremes na parte
frontal do leque, devido à desaceleração do fluxo de sedimentos na frente do leque de washover, quando
encontra a lâmina d’água (Lagoa ou Laguna). Esta, provavelmente, é a situação que ocorreu na área de
estudo. Fonte: McCubbin, – 1982 in Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG. ______________82
XI
LISTA DE TABELAS
Tabela 4.01 – Propriedades físicas para diversos materiais geológicos (Adaptado de Oliveira Jr., 2001).____53
Tabela 4.02 – Valores preestabelecidos de freqüência central versus profundidade (Grazinoli e Costa,
1999)________________________________________________________________57
Tabela 4.03 – Mostra alguns valores de Range (janela de tempo). Fonte: Grazinoli e Costa, 1999.______59
Tabela 4.04 – Mostra alguns intervalos de amostragens versus a freqüência central (Grazinoli e Costa,
1999)._______________________________________________________________62
XII
CAPÍTULO I:
INTRODUÇÃO
1
1.1 – APRESENTAÇÃO
Inserido em uma paisagem costeira recente, a região de Galinhos-RN é caracterizada pela
complexidade de suas feições geomorfológicas, representadas por praias, recifes, estuários,
mangues, lagoas, dunas e canais de maré. O modelamento dessas feições é resultado de uma
atuação conjunta dos processos costeiros (ondas, marés, correntes e ventos), relacionados às
variações do nível do mar, ocorridas durante o período quaternário.
Neste contexto, são apresentados neste relatório os resultados das atividades desenvolvidas
para execução do mapeamento de detalhe, em sub-superfície, utilizando-se o radar de penetração no
solo – GPR (Ground Penetration Radar), realizado no Distrito de Galos, Município de Galinhos.
Espera-se que as informações, aqui reunidas, sirvam de subsídio tanto ao monitoramento
ambiental permanente de áreas costeiras, sob influência da indústria petrolífera, quanto à
compreensão dos ambientes modernos de sedimentação para estudos comparativos com seus
similares litificados.
Vale ressaltar que este trabalho foi desenvolvido no âmbito dos projetos MARPETRO
(FINEP/PETROBRAS/CTPETRO) e PROBRAL (CAPES/DAAD 150/02); este último envolvendo
a cooperação internacional Brasil (UFRN) e Alemanha (Universidade CAU-Kiel). As informações,
contidas aqui, fazem parte da disciplina obrigatória Relatório de Graduação (GEO–345), do curso
de Geologia da UFRN, requisito final para obtenção do grau de bacharel em geologia.
1.2 – OBJETIVOS E JUSTIFICATIVA
Estudos realizados por Lima (2002a), através da análise de imagens de satélite e
fotografias aéreas, permitiram identificar a correlação entre alinhamentos de feições geológicas
recentes de áreas emersas (campos de dunas, trechos de drenagem) e áreas submersas (sandwaves)
no litoral setentrional do Rio Grande do Norte, levando estes autores a inferir a existência de
antigos canais de maré nesta área e sugerir que antigos sistemas de ilhas barreira teriam evoluído
para o atual spit de Galinhos. Ainda segundo esta autora, o alinhamento regional destas feições
geomorfológicas coincidem com a direção regional do Sistema de Falhas de Carnaubais e com
possíveis traços de falha relacionados ao referido Sistema. Este fato sugere um condicionamento
tectônico em relação às décadas mais recentes, e serviu como critério de direcionamento e
localização para as seções de GPR.
2
Desta forma, este trabalho teve como objetivo geral o mapeamento de detalhe, inserido na
área de concentração das rochas sedimentares e direcionado aos campos da Estratigrafia e Geologia
Ambiental, através do método geofísico GPR para reconhecimento da estruturação interna e
estratigrafia do spit de Galinhos, tomando como base a área de Galos. Em adição, também se espera
a confirmação da hipótese de Lima (2002a) e Lima et al. (2002b), que suspeita da existência de
paleocanais cortando o atual spit de Galinhos, bem como a caracterização dos processos/respostas
sedimentares, associação lateral de fácies e sistema(s) deposicional(is) responsável(is) pela
paleomorfologia do atual spit de Galinhos-RN.
É importante ressaltar que o tipo de arquitetura transicional observada, além de caracterizar
a ligação entre ambientes de deposição continental e marinho, também é muito importante
economicamente, pois constituem campos prolíferos em todo mundo. Diante deste fato, espera-se
utilizar, num futuro próximo, a alta resolução oferecida pelo GPR para parametrizar a arquitetura e
propriedades petrofísicas destes depósitos quaternários, visando sua analogia a reservatórios antigos
na Bacia Potiguar, relacionados à unidade, informalmente denominada de Açu-4.
1.3 – METODOLOGIA
A metodologia utilizada neste trabalho envolveu levantamento geofísico com GPR,
caracterizado pelas etapas de aquisição, processamento e interpretação. Em seguida, os resultados,
obtidos a partir do levantamento com GPR, foram correlacionados aos dados de sensoriamento
remoto, mapas geológicos, monitoramento costeiro e cartas temáticas, todos gerados previamente
em escala de correlação regional e de semidetalhe por Lima (2002a).
O método GPR foi escolhido em função da sua capacidade de proporcionar a visualização
contínua e segura do subsolo, sem que seja preciso penetrar um alvo fisicamente, poupando tempo,
investimentos e principalmente preservando o potencial paisagístico da região.
O levantamento geofísico com GPR gerou um banco de dados, cuja função principal
consiste em permitir a reprodução de informações, em imagem de alta resolução, a respeito da
estruturação interna e empilhamento estratigráfico ao longo do tempo. Para tanto, foi utilizado o
equipamento GSSI SIR@ SYSTEM – 2, pertencente ao PPGG (Programa de Pós Graduação em
Geodinâmica e Geofísica) para adquirir os dados.
A aquisição dos dados consistiu de duas etapas: a primeira (05/2000), foi constituída por
uma malha de 11 seções de GPR, espaçadas de 50 m, sendo: 02 perfis transversais à direção
estimada do canal (GPR-01 e GPR-02), com aproximadamente 350 m de extensão e direção
3
N150°E, e 09 perfis longitudinais de 150 m e direção N60°E (LT-01 a 08) como objetivo de
localizar o canal.
A segunda (12/2002), constituiu-se de 5 perfis auxiliares de dimensões e
espaçamento variados, com direção N150°E (AX entre 01 e 08) e um perfil orientado à N260°E
(AY-03), totalizando 3.804 metros lineares de Seções de GPR (fig. 1.01).
Figura 1.01 – Localização e disposição das seções GPR (Meridiano Central 39°). Baseado
na Folha SB 24.X-D-III SÃO BENTO DO NORTE – SUDENE
Em laboratório, os dados foram submetidos a uma rotina de processamento, semelhante a
que é feita para processar dados sísmicos de reflexão, devido à similaridade entre os dois métodos,
utilizando-se o software Reflex. Não obstante, as devidas precauções foram tomadas, levando em
conta certas particularidades do GPR em relação à sísmica. Nesse sentido, foi utilizada uma rotina
de processamento de dados de GPR, desenvolvida como parte do trabalho de doutorado, também no
PPGG/UFRN, do aluno Pedro Xavier Neto. Finalmente, a utilização dos recursos de interpretação e
visualização de dados sísmicos, oferecidos pelo software SeisX, da Paradigm Geophysical,
disponibilizados pelo PPGG no Laboratório de Interpretação Sísmica e Visualização (LISV), tornou
o processo interpretativo mais seguro e interativo, possibilitando um maior detalhamento na
caracterização e correlação lateral das fácies dos radagramas.
4
1.4 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
A área estudada, Distrito de Galos, encontra-se inserida no Município de Galinhos-RN,
situada no Litoral Setentrional do estado do Rio Grande do Norte, a uma distância de,
aproximadamente, 174 km da Capital do estado (Natal-RN). O acesso pode ser feito pela BR-406,
no sentido Natal-Jandaíra, em seguida, pela RN que dá acesso ao local em que é feita a travessia
através de barcos, do Município de Guamaré, para o Município de Galinhos (fig. 1.02).
799333 mE
9438315 mN
I
O c
e a n o
II
III
Galos IV
V
809623 mE
Galinhos
A t l â n t i c o
9434805 mN
38°
37°
O
CE
36°
ce
35°
a no At l ân
t
RN
ic
o
5°
Mossoró
RN
PB
0
6°
25 50 km
LEGENDA
Cidades
Distrito
Limite entre Estados
Estradas
Área estudada
I
Áreas emersas
Farol
Áreas submersas
II Galinhos
III Coqueiral
IV Galos
V Capim
Figura 1.02 – Mapa de localização e acesso. Fonte: Compilado de Lima (2002a, in Sem.
Qualificação), baseado na Folha SB 24.X-D-III SÃO BENTO DO NORTE – SUDENE.
5
Capítulo II:
GEOLOGIA
REGIONAL
6
2.1 – EMBASAMENTO PRÉ-CAMBRIANO
Regionalmente, o substrato que compõe o embasamento da Bacia Potiguar é formado pelas
unidades geotectônicas da Província Borborema, principalmente Maciços e Sistemas de
Dobramento, agrupados em um mosaico de blocos crustais de Idades Arqueanas (complexos
gnáissicos-migmatíticos) e Proterozóicos (rochas supracrustais e metavulcanossedimentares), com
evoluções geodinâmica distintas (Almeida et al., 1977; Brito Neves, 1983; Jardim de Sá, 1984a e
Jardim de Sá, 1994). No Rio grande do Norte, o embasamento é representado pelos gnáissesmigmatíticos dos grupos São Vicente e Caicó (Hackspacher et al., 1990), recobertos por
metassedimentos do Grupo Seridó (Hackspacher e Sá, 1984). As rochas do Grupo Caicó estão
assentadas sobre as unidades litológicas do Grupo São Vicente e, juntas, são denominadas por
Jardim de Sá (1994) de Complexo Caicó. A figura 2.01 mostra o arcabouço tectônico da Faixa
Seridó.
Quatro unidades tectono-estratigráficas constituem a Faixa Seridó: embasamento
denominado de Complexo Caicó; rochas supracrustais proterozóicas denominadas de Grupo Seridó;
rochas graníticas paleoproterozóicas denominadas de "granitóides G2" por Jardim de Sá et al.
(1981); finalmente, ocorrem as rochas denominadas de suíte de "granitóides G3" que se formaram
no Ciclo Brasiliano, intrudindo as unidades anteriores.
Segundo Jardim de Sá (1994), o Grupo Seridó se apresenta subdividido em paragnaisses
basais com intercalações de mármores, calciossilicáticas, formações ferríferas e anfibolitos
(Formação Jucurutu), seguidos por metaconglomerados e quartzitos (Formação Equador), e
micaxistos feldspáticos e aluminosos (Formação Seridó) no topo, condicionados a uma história de
evolução policíclica, caracterizada por uma tectônica de empurrões seguidas de transcorrência.
Por outro lado, Archanjo e Salim (1986) e Caby et al. (1991) defendem a existência de dois
grupos distintos: Grupo Jucurutu, composto pelas Formações Jucurutu e Equador, disposto na base
e topo, respectivamente, e o Grupo Seridó, que se constitui de um fácies conglomerático basal,
denominado de Formação Parelhas, sotoposto aos micaxistos da Formação Seridó.
Existem várias interpretações para os dados geocronológicos referentes às supracrustais.
As discussões giram em torno, principalmente, de datações realizadas em corpos de granitóides
sintectônicos, foliados, intrusivos na Formação Jucurutu, que revelam idades entre 2,0 e 1,9 Ga.
Para alguns autores (como, Macedo et al., 1991; Jardim de Sá, 1994), estas idades representariam a
idade mínima do Grupo Seridó, enquanto que para outros (como Archanjo & Bouchez, 1991; Caby et
al., 1991), estas datações referem-se à idade dos protólitos dos granitóides G2, de Jardim de Sá et al.
7
(1981), que representariam intrusões sin-sedimentares ao nível das formações basais (Jucurutu e
Equador).
Figura 2.01 – Arcabouço tectônico da Província Borborema. Simplificado de Jardim de Sá
(1994).
8
2.2 – REGISTRO MESOZÓICO: A BACIA POTIGUAR
A Bacia Potiguar está localizada no extremo nordeste do Brasil, aflorando numa área de
aproximadamente 22.500 Km² em sua porção emersa, e de 26.500 Km² em sua porção submersa; é
limitada a noroeste pelo alto de Fortaleza, a sudeste pelo Alto de Touros, e a oeste e a sul com o
embasamento cristalino, podendo estar recoberta por sedimentos mais jovens (Fig. 2.02).
Figura 2.02 – Mapa de localização da Bacia Potiguar. Fonte: Compilado de Soares, 2000.
2.2.1 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL
O arcabouço do rift Potiguar é controlado por falhas de direção NE, sendo subdividido por
Bertani et al. (1990) em três elementos morfo-estruturais básicos: grabens assimétricos, altos
internos e plataformas do embasamento (Fig. 2.03).
De acordo com Matos (1992), o rift Potiguar foi implantado durante o Cretáceo Inferior,
aproveitando a direção predominante NE-SW herdada do embasamento, com destaque para o
sistema de Falha de Carnaubais. Hackspacher e Oliveira (1994) acreditam que esta falha seja uma
possível reativação de uma zona de cisalhamento de idade Brasiliana, conhecida como Zona de
Cisalhamento de Porta Alegre.
9
Matos (op. cit.) considera, também, que as falhas de direção NW-SE podem ser
interpretadas como falhas de transferência, durante a fase rift inicial, sendo posteriormente a
principal direção de falhamentos na porção submersa da bacia, durante o estágio final de
rifteamento, no qual uma tectônica transtensional atuou devido à ação de esforços distensivos de
direção E-W, isto é, todos associados ao início da separação continental Brasil-África
(Fragmentação do Godwana). Desta forma, a geometria do rift potiguar é, portanto, representada
por meio-grabens e altos internos sendo produtos de duas grandes falhas lístricas, cuja profundidade
máxima de descolamento foi estimada por Matos (op cit.) entre 20 e 22 Km.
Figura 2.03 – Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (Cremonini et al., 1996). Fonte:
Compilado de Soares (2000).
2.2.2 – EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
Basicamente, dois modelos evolutivos são propostos para geração e desenvolvimento do
rift potiguar, diferenciando-se entre si pela orientação dos esforços e mecânica de fraturamento: um
proposto por Françolin e Szatmari (1987), que defendem uma fase compressiva durante o Cretáceo
10
Superior, admitindo um pólo de rotação horárias na placa Sul-Americana (situado a sul de
Fortaleza), e por conseguinte, esforços compressivos e distensivos (Fig. 2.04); e o outro, proposto
por Matos (1992), que adota um modelo puramente distensional em dois estágios principais de
geração do rift, ambos distensivos.
Figura 2.04 – Abertura e evolução do Atlântico Sul. (A) Início da separação continental a
partir de uma extensa fratura, aproximadamente N-S, no Godwana; (B) Pólo de rotação
localizado na região Nordeste do Brasil; (C) Pólo de rotação localizado na região Norte do
Brasil; (D) Predomínio de movimento transcorrente dextral e (E) evento compressivo de
direção N-S. Reproduzido de Françolin e Szatimari (1987). FONTE: Compilado de
Menezes, 1999.
Segundo Matos (1992), no Mesozóico, a maior parte das descontinuidades supracitadas
foram reativadas e/ou superimpostas por uma série de fraturamentos durante a ruptura do Godwana,
com a abertura do Oceano Atlântico, propiciando a origem de uma série de bacias intracontinentais
e marginais que compõem o sistema de rifts do NE brasileiro, compreendendo as Bacias: Tucano,
Jatobá, Araripe, Rio do Peixe, Potiguar e Sergipe-alagoas, além de pequenos grabens preenchidos
por sedimentos da mesma idade. Para este autor, a evolução geodinâmica da bacia possui três
estágios principais: um estágio rift (I, II e III) que justificaria a distribuição das diferenças temporais
e espaciais do Sistema de Rifts do Nordeste Brasileiro; seguido por um estágio transicional (pós-rift)
e drift (deriva continental).
11
Para Matos (1992, 1994), o estágio rift é caracterizado pela formação de bacias a partir da
extensão litosférica, gerando um regime de esforços com distensão NW-SE e E-W, propiciando o
desenvolvimento de diversas bacias rift, sob regimes transtensional (caso do rift Potiguar), cujas
principais estruturas, formadas nesta fase, correspondem aos meio-grabens de direções NE-SW
(grabens de Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista) e SE-NW (graben de Apodi), separados por altos
internos do embasamento Pré-cambriano (altos de Quixaba, Serra do Carmo e Macau), de modo que
toda esta configuração estrutural é controlada por um sistema de falhas lístricas normais que,
provavelmente, representam reativações de zonas de cisalhamento dúcteis brasilianas (fig. 2.05).
Figura 2.05 – Evolução tectônica das Bacias do Nordeste Oriental do Brasil segundo Matos
(1994). Fonte: Compilado de Caldas (1998).
Neste contexto, o Magmatismo Rio Ceará-Mirim preencheu juntas distensionais E-W
(Matos 1992, Jardim de Sá 1994, Martins e Oliveira, 1992) e segundo Martins e Oliveira (1992) e
12
Oliveira (1992, 2000), este evento magmático estaria relacionado à formação do rift Potiguar,
ocorrendo em dois pulsos principais com idades entre 175-160 Ma e 145-125 Ma.
2.2.3 – ESTRATIGRAFIA
O registro sedimentar da fase (Rift) é marcado por uma seqüência continental,
essencialmente clástica, de alta e baixa energia da Formação Pendências, cuja interpretação
paleoambiental aponta para leques aluviais associados aos falhamentos e sistemas flúvio-deltáicos,
progradando sobre pelitos lacustres intercalados por frentes turbidíticas (Della Fávera, et al., 1992).
No estagio pós-rift ou transicional, a subsidência termal da crosta continental, seguida de
variações do nível do mar, provoca a deposição de uma Megasseqüência Transicional representada
pela Formação Alagamar. Esta é constituída pelas seguintes unidades: Membro Upanema (basal),
associada a uma fácies fluvio-deltáica – Membro Galinhos - transicional, separada por um intervalo
de rochas típicas de um sistema lagunar constituído de folhelhos pretos e calcilutitos ostracoidais,
denominado informalmente de Camada Ponta do Tubarão (Araripe e Feijó, 1994).
Alguns autores, como Araripe e Feijó (1994), individualizam uma seqüência intermediária
entre estas Formações, denominada de Formação Pescada, de modo que as Formações Pendência,
Pescada e Alagamar juntas compõem o Grupo Areia Branca, depositado entre o NeocomianoEobarremiano ao Neoaptiano.
O Grupo Apodi, segundo Araripe e Feijó (1994), até então constituído pelas Formações
Açu e Jandaíra, fora ampliado por estes autores para conter também as Formações Quebradas e
Ponta do Mel. De modo que a Formação Açu, interdigita-se lateralmente com as Formações Ponta
do Mel e Quebradas, constituindo a porção continental relacionadas, respectivamente, a sistemas
deposicionais fluviais, seguidos por uma plataforma carbonática da Seqüência Transgressiva,
marcando o afogamento dos sistemas fluviais da Formação Açu (Araripe e Feijó, 1994). O registro
sedimentar desta seqüência transgressiva é constituído por rochas de uma grande plataforma
carbonática que recobriu toda porção emersa da bacia denominada de Formação Jandaira.
(Monteiro e Faria, 1988; in Araripe e Feijó, 1994).
13
Figura 2.06 – Coluna estratigráfica da Bacia Potiguar segundo Araripe e Feijó, 1994. Fonte:
Compliado de Soares (2000).
14
2.3 – REGISTRO CENOZÓICO E TECTONISMO
De acordo com a Carta Estratigráfica proposta por Araripe e Feijó (1994), a transição entre
Mesozóico e Cenozóico, na Bacia Potiguar, foi marcada por uma erosão generalizada e evidenciada
pela discordância do tipo erosiva sobre a Formação Jandaíra e Ubarana, seguida pela deposição de
uma seqüência progradacional (Regressiva) depositada entre o Cretáceo Superior até o Cenozóico.
Esta seqüência regressiva está representada pelo Grupo Agulha – correspondente à segunda
seqüência, depositada sob condições de mar aberto – o qual é constituído por três formações:
Formação Tibau, correspondente a arenitos costeiros; Formação Guamaré, caracterizada por seus
carbonatos de plataforma e talude, que se interdigita lateralmente com a primeira formação citada; e
por fim, a Formação Ubarana, constituída por folhelhos marinhos rasos a profundos, intercalados a
turbiditos.
Segundo Rolim (1985) e Jardim de Sá et al. (1997), o efeito de epirogenia da Borborema e
atenuação do tectonismo no Cenozóico seriam os responsáveis pelo desencadeamento do processo
de denudação e aplainamento, dentre os quais a porção mais jovem é denominada de Planície
Sertaneja (Alves, 2001).
Mabesoone et al. (1972 in Menezes, 1999) e Mabesoone e Rolim (1982 in Menezes, 1999)
apresentaram uma síntese do conhecimento, até então adquirido, e propõem uma redefinição para o
“Grupo Barreiras”, dividindo-o em três unidades lito-estratigráficas, a saber: Formação Serra do
Martins, atribuída às coberturas sedimentares remanescentes, encontradas acima de 600 m de
altitude; Formação Guararapes, capeando as serras interioranas, caracterizadas por litotipos
arenosos a argilosos, de composição quartzo-feldspática, na região litorânea; e Formação Macaíba,
para depósitos pelíticos fluviais, também encontrados próximos ao litoral.
Segundo Menezes (1999), no Rio Grande do Norte, o “Grupo Barreiras” é representado
por depósitos arenosos a areno-argilosos ou conglomeráticos, de coloração variada (amarelo
avermelhado, vermelho acastanhado), que ocorrem, por vezes, maciços, bioturbados, ou exibindo
estratificações cruzadas ou plano-paralelas, ocorrendo com forma tabular, no topo de serras
interioranas (a exemplo da Serra de Porta Alegre), bem como constituem falésias ao longo do
litoral.
De acordo com Mizusaki (1989) e Menezes (1999), a intrusão de plugs do Vulcanismo
Macau, durante o Oligoceno-Mioceno (20 a 18 Ma, segundo Sial, 1974, 1975a e b, 1976), na Bacia
Potiguar, é associada ao alívio de pressão das zonas arqueadas no Mesozóico. De acordo com
Menezes (1999), a partir do Mioceno uma sedimentação clástica continental, “Grupo Barreiras”
(Formação Serra dos Martins), foi depositada ainda em caráter regressivo, não só na Bacia Potiguar,
15
mas na maior parte das bacias do litoral sudeste e norte-nordeste brasileiro, relacionada a nível
global ao desenvolvimento da cadeia Andina.
No contexto tectônico, a Era Cenozóica foi relativamente mais calma, não incluindo, por
exemplo, processos de rifteamento, mas ocorrem eventos como a reativação de falhamentos
importantes, devido ao processo de Epirogenia sofrido pela Província Borborema (Jardim de Sá et
al, 1997). Autores como Françolin e Zatmari (1987) acreditam que, durante esta transição, a bacia
Potiguar esteve submetida a uma compressão N-S, evidenciada por falhas reversas e dobramentos
suaves de eixo E-W, observados nas Formações Açu e Jandaíra. Ainda dentro deste contexto,
Hackspacher et al. (1985), reconheceram a falha de Afonso Bezerra como responsável pela
formação de brechas tectônicas, silicificação e basculamento de blocos, segundo planos de direção
NW e NE que afetam as seqüências carbonáticas da Formação Jandaíra. Feições geomorfológicas,
representadas por formas residuais de relevo, na seção exposta da Bacia Potiguar, e recuo de
falésias na região costeira próxima ao município de Ponta do Mel, são também atribuídas à Falha de
Afonso Bezerra, cuja idade oligo-miocênica é presumida com base em relações cronológicas com o
Vulcanismo Macau (Menezes, 1999). Oliveira et al. (1993) in Menezes (1999) interpretam a Falha
de Afonso Bezerra como uma estrutura frágil instalada sobre uma descontinuidade pré-cambriana, a
qual controlaria inclusive o alojamento de diques de granitóides brasilianos. Tal descontinuidade
teria sido reativada no limite Cretáceo-Terciário como uma zona de falha transpressiva, com rejeito
direcional dextral e reverso.
O magmatismo Serra do Cuó (83 ± 6 Ma, Mizusaki 1987, in Araripe e Feijó, 1994),
representado por soleiras básicas restritas a porção centro sul da Bacia Potiguar, antecede o evento
térmico responsável pelo soerguimento da Bacia Potiguar; sendo, portanto, aproximadamente
coincidente com o final da deposição da Formação Jandaíra (Soares, 2000). Este magmatismo
marca também a transição do Mesozóico para o Cenozóico.
Cremonini e Karner (1995), e Cremonini (1995) postulam que, após a deposição desta
unidade transgressiva, a Bacia Potiguar passou por um evento de soerguimento termal da crosta
causado pelo fluxo de calor anômalo, proveniente de um centro de espalhamento oceânico que se
deslocava em frente à bacia, ao longo da margem equatorial, expondo os sedimentos e submetendoos a processos erosivos, seguidos do resfriamento da litosfera oceânica e continental adjacentes,
culminando com a subsidência térmica contínua. Como resultado, uma superfície de discordância
previamente gerada (discordância erosiva pós-Jandaíra, ou discordância pré-Ubarana de Cremonini
(1993), foi então basculada no sentido offshore (fig. 2.07). Cremonini e Karner (1995) postulam
ainda que este soerguimento regional também teria provocado a reativação de falhamentos
importantes, como a Falha de Afonso Bezerra).
16
Figura 2.07 – Modelo para a origem da discordância pós-Jandaíra (Cremonini e Karner
1995). Fonte: Compilado de Dantas, 1998.
Jardim de Sá et al. (1997), retomando as discussões a respeito do processo de Epirogênese
na Província Borborema e neotectonismo, mostram que a reativação das estruturas pré-cambrianas
– que no Cretáceo estão representadas pelos sistemas de falhas de Afonso Bezerra (NW transcorrente dextral) e de Carnaubais (NE – transcorrente sinistral) – gera um sistema de
lineamentos acompanhado por juntas de extensão e falhas distensionais N-S, com os eixo de tensão
caracterizados por: um σ 1 , compressivo N-S e eixo σ 3 , distensivo E-W. Após a discordância préUbarana, um rápido pulso de inversão na Bacia Potiguar, de idade mínima neocampaniana,
provocou uma série de deformações e reativações ao longo do Sistema de Falhas de Carnaubais
(Jardim de Sá et al., 1997). Em adição, Jardim de Sá e Menezes (1997) destacam ainda que um dos
efeitos da neotectônica, na porção a sul da Bacia Potiguar, foi o alçamento da Formação Serra dos
Martins, hoje preservada em platôs-testemunho, cujo arrasamento deve estar associado à deposição
da Formação Barreiras. Este processo de epirogênese da Província Borborema está, em parte,
registrada nos sedimentos acumulados na porção submersa da bacia.
17
2.4 – O REGISTRO QUATERNÁRIO E NEOTECTONISMO
2.4.1 – A SEDIMENTAÇÃO QUATERNÁRIA
A sedimentação quaternária reúne sedimentos de praia e aluvião, de ambiente costeiro
(estuarínos e litorâneo) a continental (fluvial e eólico). São depósitos inconsolidados, com
espessuras de até 70 m, segundo Cypriano e Nunes (1968) in Menezes (1999). No restante da bacia,
importantes depósitos quaternários ocorrem principalmente no rio Açu, onde atingem espessuras
maiores que 50 m, e nos vales dos rios do Carmo, Upanema, Mossoró-Apodi e Jaguaribe. Na
plataforma continental, do mesmo modo que a Formação Barreiras, os depósitos mencionados são
indivisos da Formação Tibau (Menezes, 1999).
Um recuo do mar está marcado pelas dunas vermelhas, mais antigas, do Pleistoceno
Inferior, preservadas no interior; e dunas brancas, mais novas, do Pleistoceno Médio, na costa. As
dunas estão, hoje, truncadas por um nível de mar alto, resultante da transgressão holocênica
(Tricart), que as destrói, remobilizando-as. Este avanço do mar, segundo Davis (1994) e Walker
(1992), pode ser correlacionado a vários locais do globo terrestre de forma diacrônica, ao longo dos
últimos 15.000 anos, em decorrência do degelo da ultima grande glaciação. No litoral potiguar, a
exemplo de outras regiões do mundo, esta subida do nível do mar represou a foz dos rios, formando
largos estuários afogados, nos quais os mangues se desenvolvem, favorecendo localmente a
implantação de sistemas de Ilhas Barreiras. Atualmente os processos costeiros retrabalham
sedimentos do Pleistoceno, enquanto carbonatos são depositados mais afastados da costa. Paleolinhas de praia, de cerca de 8 mil anos, são vistas em imagens de satélite na região de Touros, numa
faixa de 25 km, hoje encobertas pelo mar (Vianna e Solewicz, 1988; e Vianna et al. 1993).
Segundo Vilaça et al. (1991), os sedimentos arenosos (quartzosos) com pouca argila e
grânulos de limonita de coloração avermelhada (mais escuros em direção ao litoral) são
denominados de Formação Potengi, cujo posicionamento estratigráfico é delimitado, no topo, pelos
sedimentos dunares e, abaixo, pelos sedimentos e rochas sedimentares da Formação Barreiras.
Vital et al. (2002a,b) mostram que as feições oceanográficas e geomorfológicas, bem como
a evolução costeira e contexto tectônico da costa norte do Estado do Rio Grande do Norte, podem
explicar o padrão de distribuição sedimentar encontrado neste litoral. Campos de dunas de areias,
lagoas, mangues e esporões arenosos caracterizam a região costeira. Um mínimo de quatro linhas de
arenitos de praia é encontrado na região costeira e na plataforma. Na região costeira, este tipo de
arenito ocorre, em geral, ao longo da praia atual, nas zonas de foreshore e backshore. Alguns deles
foram datados por Caldas et al. (2001), através do método
14
C AMS, fornecendo idades
18
principalmente holocênicas (2.200 a 6.500 anos AP), mas também pleistocênicas (30.000 a 40.000
anos AP). Na plataforma, eles ocorrem a profundidades de 10 e 20 metros e poderiam representar
diferentes períodos de nível do mar estacionário (“stillstand”), durante a última transgressão póspleistocênica. Na plataforma continental interna, observa-se um cinturão de areias litoclásticas
próximo a costa, na região da deriva litorânea, seguido por uma zona intermediária de areias
litobioclásticas a biolitoclásticas, enquanto cascalhos bioclásticos são encontrados principalmente a
partir da isóbata de 15 metros. Sedimentos lamosos ocorrem próximo a desembocadura e em
“canyons” de rios. O conteúdo biogênico é representado, principalmente, por algas coralíneas e
foraminíferos bentônicos, embora ostracóides, gastrópodes e bivalves possam ser encontrados em
menor quantidade.
Segundo Lima (2002a), os depósitos holocênicos da região de galinhos são representados
pelos depósitos praiais, eólicos, marinhos e estuarinos, cuja constante erosão e retrabalhamento da
zona costeira dão origem às areias praiais mal selecionadas, na linha de praia; areias praiais e
eólicas, na zona de pós-praia; vasas arenosas orgânicas e/ou argilo-arenosas orgânicas, encontramse localizadas entre o estuário e o mar, formadas por sedimentos finos associados às argilas
orgânicas e silte (sedimentos de mangues).
2.4.2 – O NEOTECTONISMO
O Contexto da deformação neotectônica (Hasui, 1990; Lima Neto, 1995 e Saadi, 1993 in
Caldas, 1998), teria seu início marcado pela deposição de sedimentos correlacionáveis ao evento
“Barreiras”, contemporâneo ao alçamento da Cadeia Andina. Neste contexto tectônico, autores
como Lima et al. (1990) correlacionam critérios como, o padrão de erosão das coberturas terciárias
da Bacia Potiguar e o padrão reticulado das drenagens (NE-NW) aos campos de tensão neotectônica,
com σ 1 compressivo na direção E-W, e σ 3 distensivo na direção N-S.
Tremores registrados na década de 80, próximo à região de João Câmara pelos
pesquisadores do DNPM e CPRM (Torres et al., 1990), levaram a um estudo sistemático sobre a
atuação de esforços neotectônicos no Rio Grande do Norte, culminado com o reconhecimento da
reativação da Falha de Afonso Bezerra e de um lineamento aproximadamente E-W, herdado da fase
rift da Bacia Potiguar, o qual foi denominado de Lineamento Lajes. Torres (1994) propõe um
modelo estrutural para explicar a reativação dessas estruturas, considerando a Falha de Afonso
Bezerra e o Lineamento Lajes como correlatas ao R e Y do sistema de fraturamento de Riedel,
incluídas em um mega-bloco tectônico, limitado pelo Lineamento Patos e o Sistema de Fernando de
19
Noronha (figura 2.08a); presumindo uma componente distensional NE produzindo reflexos no
controle tectônico de algumas drenagens na porção centro-norte potiguar, sobretudo no graben do
Rio Açu, interpretado como o X de Riedel, e a falha de Carnaubais como P deste mesmo sistema
(Menezes, 1999). Já Assumpção (1992) considera que toda a região nordeste está submetida a um
campo de tensão regional de caráter compressivo E-W, e localmente distensivos, perpendiculares a
costa (fig. 2.08b), que podem ser produto de cisalhamento na base da litosfera oriundos da expansão
da Cadeia meso Oceânica e conseqüente compressão da Cadeia Andina junto à Placa do Nazca.
(A)
(B)
Figura 2.08 – (A) Modelo da estruturação cenozóica proposto por Torres (1994) para a
reativação da Falha de Afonso Bezerra, do Lineamento Lajes e do graben do Rio Açu.
Fonte: Compilado de Menezes (1999). Em (B) Modelo de tensões litosféricas no nordeste
do Brasil (Assumpção, 1992). FONTE: Compilado de Caldas (1998).
20
Ainda neste contexto, os trabalhos de monitoramento dos abalos sísmicos pelo Grupo de
Sismologia do PPGG-NPGG/UFRN levaram à identificação da distribuição de atividades sísmicas,
segundo uma faixa principal com direção NE (040o Az), de forte mergulho (75o -80o) para NW
(Ferreira, 1997), reconhecida como a Falha Sísmica de Samambaia. Takeya et al. (1989 in
Menezes, 1999) identificaram um rejeito transcorrente dextral para essa estrutura, com componente
distensional, baseado em soluções de mecanismo focal. Ao mapear estruturas frágeis também nessa
região, correlacionando estas estruturas aos dados sísmicos, Coriolano et al. (1997) evidenciaram
que a Falha Sísmica de Samambaia não coincide com as estruturas dúcteis pré-cambrianas. Ainda
segundo estes autores, esta estrutura pode ser interpretada como atual, ou seja, Holocênica ou em
desenvolvimento desde o Mioceno, sendo sobreposta às tramas (fabric) dúcteis e estruturas frágeis
pré-existentes controlada por um campo de tensões Quaternário.
Caldas (1996) evidenciou a existência de uma nítida relação entre geometria do Litoral de
Caiçara no Norte a São Bento do Norte com o Sistema de Falhas de Carnaubais. Em adição a esta
hipótese, Bezerra et al. (1998 in Caldas, 1998) propõem que a porção Leste da Falha de Carnaubais
esteve submetida a soerguimento nos últimos 5.000 anos, de acordo com as datações por
14
C em
beachrocks e terraço marinhos soerguidos da Região de são Bento do Norte. Fonseca (1996) propõe
a existência de uma compartimentação do litoral norte do Rio Grande do Norte, entre Ponta do mel
e a Ponta dos Três Irmãos, como conseqüência do par conjugado, definido pelas Falhas de Afonso
Bezerra e a Ponta dos Três Irmãos (fig. 2.09).
Figura 2.09 – Compartimentação do litoral entre Ponta do Mel e a Ponta dos Três Irmãos de
acordo com Fonseca (1996). Fonte: Compilado de caldas (1998).
21
Jardim de Sá et al. (1997) sumariza a deformação quaternária como um campo de tensões
atual E-W e extensão N-S, que seriam responsáveis pelos sismos ocorridos na região, concentrados
em torno da Bacia Potiguar e em situações mais localizadas, a exemplo dos sismos de Palhano, ao
qual está associada uma movimentação dextral em planos E-W. Além disso, esse Campo de Tensões
reativaria estruturas pré-existentes, tal como a falha sísmica de Samambaia, e imprimiria um regime
de fraturamento coerente com uma compressão E-W e uma distensão N-S nos beachrocks, tanto do
litoral Leste quanto do Litoral setentrional do Rio Grande do Norte.
Corroborando com esse modelo, Caldas (1998) retoma o trabalho de Coriolano (1996) e
Coriolano et al (1997), nos beachrocks do litoral Leste do Rio Grande do Norte, inserindo num
mesmo contexto tectônico o padrão de deformação dos beachrocks do Litoral Norte (fig. 2.10).
Segundo Caldas (1998), as estruturas, observadas nos beachrocks no litoral leste por
Coriolano (1996) e pelo próprio Caldas (op. Cit), refletem campos de tensão atuantes após a
cimentação e consolidação destas rochas, excluindo a hipótese de um controle meramente
sedimentar ou erosivo. O argumento, utilizado por esses autores, baseia-se no fato de que os
processos erosivos (ação das ondas) junto à base dos beachrocks podem ser capazes de explicar a
estruturação encontrada no litoral leste, na qual as fraturas N-S corresponderiam à linha de
charneira, gerada pelo quebramento/colapso de blocos, e as fraturas E-W resultariam do impacto
frontal das ondas neste trecho da costa, muito embora o padrão regular de fraturamento regional,
observado em fotografias aéreas, desfavoreça a hipótese de ação das ondas. A comprovação
decisiva para esta questão foi evidenciada por Caldas (1998), ao identificar o mesmo padrão de
fraturamento no litoral norte, no qual as fraturas são correlatas as do Litoral Leste, diferenciando
apenas pela direção da linha de costa, aproximadamente N-S na porção Leste e E-W a Norte, o que
conseqüentemente modifica a relação angular de impacto das ondas nos beachrocks, de choque
frontal (Litoral Leste) para um choque obliquo de NE para SW. Dessa forma, Caldas (1998)
argumenta que, caso a ação das ondas seja a responsável pelo padrão estrutural impresso do
beachrocks do Litoral Norte, o comportamento cinemático destas deveria ser compatível a uma
compressão principal NE-SW, o que de fato não ocorre, pois essa compressão NE-SW não é capaz
de gerar componentes de movimentação dextral WNW a ENE, observado nos feixes de fraturas
impressos nos beachrocks daquela região. Para este autor, este argumento somado a morfologia da
costa, o basculamento dos blocos em torno de 5° (ou mais) em direção contrária às escarpas,
formadas pelos beachrocks e as brechas observadas a Oeste de são Bento, favorecem um
condicionamento tectônico à costa.
Caldas (1998) afirma ainda que vários pesquisadores como Costa Neto (1995), Fonseca
(1996) e Silva (1991) todos in Caldas (1998) acreditam que um processo progradacional
22
(regressivo) instalou-se no Litoral Norte, a partir do Quaternário como conseqüência das
reativações das Falhas de direção SE-NW e NE-SW.
Figura 2.10 – Esboço esquemático (I) das fraturas e do sistema de tensões proposto para
beachrock do Litoral Leste (Coriolano, 1996) e (II) do Litoral Setentrional do Rio Grande do
Norte (caldas, 1998). Em (I), visão geral, destacam-se os conjuntos transversal A e
longitudinal B correspondentes a mini-escarpas e abatimentos de blocos, em condições
superficiais, compatíveis com estruturas distensionais. Já os conjuntos diagonais B e C
apresentam feições compatíveis com movimentação horizontal, de acordo com um sistema
conjugado de cisalhamento. Em Zoom, as fraturas do conjunto B possuem uma
movimentação sinistral sugerida pela disposição escalonada de fraturas distensionais T.
Uma movimentação dextral é interpretada para o conjunto C, com base no arranjo das
fraturas tipo P e tipo T, e estruturas em dominó associadas. Em (II), As fraturas
longitudinais (E-W) apresentam persistente componente de rejeito horizontal associado à
componente de abertura, resultando numa cinemática de transtração dextral. O mesmo tipo
de movimento é identificado nas fraturas NW/WNW. O movimento direcional é identificado a
partir das fibras em material carbonático (ou, menos freqüentemente, ferruginoso), paralelas
ou oblíquas às fraturas, bem como por pontes de transtração (com preenchimento
carbonático ou areia cimentada) ou de transpressão. Fonte: Compilado de Caldas (1998).
23
Capítulo III:
CARACTERIZAÇÃO
GEOLÓGICA DA ÁREA
ESTUDADA
24
3.1 – MAPEAMENTO GEOLÓGICO DE SUPERFÍCIE
Com base nas definições propostas por Reading (1996) e nos modelos preditivos de
Walker (1992), o termo sub-fácies será utilizado neste trabalho para determinar características
distintivas (estruturas, geometria externa, textura, etc.) entre os sedimentos e/ou rochas
sedimentares. Semelhantemente, os termos fácies e associação de fácies serão utilizados para
caracterizar, respectivamente, um tipo específico de depósito sedimentar (dunas, praia, canais, etc.),
e um grupo de fácies geneticamente relacionadas entre si e ao ambiente deposicional, neste caso, o
ambiente transicional.
O mapeamento geológico da área de estudo foi realizado com base nas observações de
campo desenvolvidas neste trabalho, em associação aos dados de sensoriamento remoto e
monitoramento costeiro já adquiridos e processados por Lima (2002a), culminando num mapa
faciológico/geomorfológico para a região (prancha 3.02).
3.1.1) PROCESSOS SEDIMENTARES ATUAIS
Para caracterizar com maior exatidão as associações de fácies e a conseqüente
materialização dos sistemas deposicionais, a compreensão dos processos costeiros (ventos, marés,
ondas e correntes) é indispensável.
Neste contexto, a análise das imagens de satélite e das fotografias aéreas, realizadas por
Lima et al. (2002b), possibilitou a identificação e realce dos principais processos sedimentares
atuantes no spit de Galinhos, ao longo das ultimas décadas, fornecendo uma visão macroscópica
destes processos que controlaram a evolução da linha de costa (fig. 3.01).
25
Figura 3.01 – Visão geral, a partir de fotografia aérea do spit de Galinhos. Em destaque, a
área de Galos.
A) Ventos
De acordo com as análises do sensoriamento remoto e observações de campo (Lima,
2002a), o vento, na maior parte do tempo, é o processo de sedimentação dominante no pós-praia,
agindo essencialmente na formação de dunas costeiras, a partir do retrabalhamento dos sedimentos
depositados pelas ondas, durante os períodos de ressaca e pelas correntes litorâneas em função da
maré baixa. A ação da água é, principalmente, reunir esses sedimentos e acumulá-los na praia em
forma de berma, os quais depois de secos são removidos pelo vento, variando em função dos
períodos de acresção (engorda) e erosão (emagrecimento) da praia (fig. 3.02).
Figura 3.02 – Predominância dos ventos atuantes na área estudada – Galos. Fonte: Lima,
2002a).
26
Nas praias arenosas, estes sedimentos normalmente já sofreram uma etapa de classificação
textural e granulométrica, imposta pelo regime de fluxo das correntes e das ondas. Assim, quando a
seleção do material desagregado é refeita pelo vento, grãos de tamanho mais ou menos uniformes e
mais arredondados são transportados facilmente que os angulosos de tamanho igual (Lima, 2002a).
O processo de classificação, desempenhado pelo vento, funciona da seguinte forma: as
partículas de menor tamanho são transportadas em suspensão no ar por longas distâncias,
depositando-se onde há vegetação, ou mesmo outra feição topográfica que as protejam da remoção
pelo vento. A maioria dos grãos é transportada por saltação (Saltation), ficando como resíduos os
sedimentos de maior densidade e/ou maior granulometria, acumulados nos foresets das dunas,
configurando um padrão de regime de fluxo eólico trativo, com migração de formas de leito, tipo
barras de crista sinuosas numa escala macroscópica (escala da fotografia aérea; rever figura 3.01).
Em especial, nos corredores interdunares, observa-se com freqüência o desenvolvimento de marcas
onduladas, que denunciam a direção preferencial de atuação dos ventos de E para W, e de ENE para
WSW (fig. 3.03).
Figura 3.03 – Destaque para atuação dos ventos de E para W, e de ENE para WSW,
formando marcas onduladas assimétricas (migração de barras de cristas sinuosas).
B) Marés e Correntes de Maré
A atração de massa entre o sol, lua, e terra causa distorções na superfície dos oceanos,
formando protuberâncias. Como a terra gira em seu eixo, estas protuberâncias se movem pela terra
27
como marés altas enquanto o efeito oposto está na forma de marés baixas. Estas deformações nos
oceanos variam em função das posições relativas do sol, lua, e terra, de forma que, quando os três
corpos celestes estão alinhados (as luas novas e cheias), as marés altas atingem o seu ponto máximo
e são chamadas marés de sizígia. Reciprocamente, quando a lua e o sol estiverem em uma condição
de ângulo reto - 90° (lua de quarto crescente e quarto minguante) em relação à Terra, eles atuam
independentemente sobre as águas do oceano, produzindo marés mínimas ou marés de quadratura.
(Figura 3.04).
Figura 3.04 – Sol, terra, fases da lua, maré de sizígia e maré de quadratura. Fonte:
Modificado de Davis – 1983.
Em geral, de acordo com as observações de campo, as correntes de maré mais rápidas
ocorrem em áreas costeiras, devido à diminuição da profundidade para o litoral ou em função das
constricções topográficas associadas aos canais de maré que limitam a área de estudo, acentuando
as correntes, em virtude da diminuição da área da seção transversal ao fluxo das correntes. Caso um
aumento no volume de água – que flui por qualquer seção paralela à costa e próxima à praia – não
seja compensado por um aumento suficiente da profundidade, as correntes de maré fatalmente se
tornam mais fortes.
Idealmente, a velocidade e duração das correntes de maré alta e baixa são iguais,
prejudicando o transporte de sedimentos. Todavia, na área de estudo, pode-se observar que, ao
longo das ultimas décadas, existe uma predominância das correntes de maré vazante (Santos et al.,
2003). Como resultado, o transporte dos sedimentos, devido ao fluxo de água (suspensão e/ou
arrasto), tende a ser mais eficaz na direção do mais forte (fluxo dominante) e a corrente mais fraca,
que flui na direção oposta, assume uma condição subordinada. Atualmente, estes processos ocorrem
28
com mais intensidade na porção sul, isto é, na porção dominada pelo canal de maré, no qual é
possível observara a predominância da maré vazante como mecanismo de transporte e
sedimentação, como mostra a figura 3.05.
Figura 3.05 – Fotografias aéreas de ultraleve mostrando a predominância da maré vazante.
Fonte: Santos et al., 2003.
29
C) Correntes de deriva litorânea (Longshore currents)
Quando as ondas chegam à costa, com ângulo oblíquo a esta, e atingem as água rasa, há
um componente de energia que faz a água se mover paralelamente à costa, ou seja, para longe do
ângulo agudo formado entre a onda e o contorno da costa. Esta é denominada de corrente de deriva
litorânea (Figura 3.06), isto é, o processo de transporte sedimentar dominante ao longo da praia, e
principal fonte sedimentar do spit de Galinhos. A velocidade que as correntes se movem, varia
consideravelmente em função do local e das condições das ondas.
Figure 3.06 – Diagrama que mostra geração de Correntes de longshore devido à
aproximação das ondas.
Assim, a velocidade da corrente de deriva litorânea é dependente do tamanho e ângulo de
incidência das ondas, que conseqüentemente são maiores em condições de tempestade. Na área
estudada, Lima (2002a) definiu o sentido das correntes litorâneas em torno de 210 o Az ( SW ) a
315 o Az ( NW ) , como mostra afigura 3.07.
30
Figura 3.07 - Direção da corrente de deriva litorânea na área estudada – Galos. Fonte: Lima
( 2002a in Sem. de Qualificação – PPGG/UFRN).
D) Processos Episódicos de “Tempestades”
As tempestades são mecanismos profundamente efetivos com relação à sedimentação em
ambientes litorâneos. Os efeitos associados à passagem de uma tempestade incluem: acréscimo no
ataque das ondas, marés elevadas e tempestades associadas, além de ventos fortes (Hayes,1967;
Morton e McGowan, 1980; Galloway e Hobday, 1996). Os efeitos principais são a erosão da praia e
do shoreface superior, culminando na transferência de massa de sedimentos, em direção ao
continente, até o outro lado da praia e dentro das baías, estuários, lagunas, etc. Ademais, é válido
ressaltar que acamamentos proeminentes de tempestade são características do shoreface inferior e
no backshore, que são protegidos do retrabalhamento durante o bom tempo.
O transporte adicional de areia, em direção ao mar, é realizado durante o colapso da onda
de tempestade, ou seja, a protuberância de água é manipulada contra a costa durante passagem da
tempestade (Hayes 1967 in Galloway e Hobday, 1996).
A região de galinhos não está sujeita a tempestades fortes, conforme definido na literatura,
entretanto condições episódicas de maior energia podem ocorrer (e.g. ventos anomalamente fortes
junto às marés excepcionalmente mais altas), principalmente nas áreas topograficamente mais
rebaixadas, como nos corredores interdunares, podendo formar leques de whashover nestes locais,
os quais, posteriormente, podem ser soterrados por uma duna móvel ou removidos pelo vento
(Lima, 2002a).
31
E) Ondas
Embora a transferência de energia entre o vento e a superfície de água seja complicada,
esta relação pode ser simplificada assumindo-se que o tamanho das ondas é uma função de três
fatores:
altura ,
periodicidade = f (W , F , D )
onde: W é a velocidade do vento, F é a distância da superfície da água acima da qual o vento
sopra, e D a duração do vento. Um aumento em quaisquer destes fatores ou combinação de fatores,
dentro de um certo limite, causa o aumento do tamanho das ondas. Dessa forma, a transformação de
uma onda que chega à costa, passando de uma senóide, para uma forma pontiaguda que fica mais
alta e mais íngreme até quebrar na zona de rebentação (surf zone), é causado pela gradual perda de
profundidade em direção à costa.
Como se sabe, o movimento das partículas na água pode ser dividido em dois momentos, a
saber, o que acontece na direção de propagação da onda, conhecidamente por frente de onda, e
ainda aquele que ocorre na depressão entre as cristas, ou seja, a cava da onda. (Figura 3.08).
Embora as ondas se movam rapidamente pela superfície da água em direção à praia, as
partículas contidas na água seguem uma trajetória notavelmente diferente, cujo movimento primário
diminui o tamanho das órbitas de oscilação das ondas em função da perda de profundidade. A
profundidade efetiva deste movimento orbital é quase igual a 1 L (onde: L é a distância entre
2
duas cristas de onda sucessivas).
Figura 3.08 – Seção transversal generalizada de uma onda ideal, enquanto mostrando
movimento orbital. Observe que o movimento orbital de água está essencialmente ausente
em profundidade de um-meio comprimento de onda. Fonte: Compilado de Davis, 1983.
32
Este movimento orbital da água é o processo que interage com o acamamento (fundo) e
causas à movimentação dos sedimentos, colocando-os em suspensão e deixando-os em condições
de serem transportados através das correntes rasas. À medida que a onda se aproxima da costa, a
trajetória das partículas na crista da onda deixa de ser orbital e passa gradativamente para uma
trajetória elíptica, provocando a quebra da onda (fig. 3.09).
(i)
(ii)
Figura 3.09– Diagrama esquemático da quebra de uma onda (i) em função da perda de
profundidade e (ii) padrões de fluxo interno das ondas após a quebra. A – partículas
suspensas; B – Caminho percorrido pelos grãos maiores; C – fluxo de retorno em direção
ao mar; D – fluxo ascendente das partícula em direção a crista da onda. Fonte: compliado
de Davis, 1983.
Segundo Lima (2002a), na região de galinhos, as ondas não são expressivas, haja vista que
o seu ângulo de incidência chega em média à ordem de 10 o , podendo atingir, no máximo, 30 o . A
maior altura das ondas foi de 0 ,62 m e o maior período foi de 1 min . e 21 seg . Quando as ondas
33
de maior porte se aproximam da costa, ocorre refração total devido à existência de uma extensa
linha de beachrocks na zona estirâncio, com formação de ondas paralelas à costa, o que anula
momentaneamente a corrente de deriva litorânea. Em contraste, as ondas geradas no mar, por
condições de tempestade, podem entrar na zona de quebra sob ângulos de até 30° ou mais, criando
correntes de deriva litorânea bastante rápidas que promovem o transporte de sedimentos.
De acordo com Lima (2002a), as variações no ângulo de incidência e no sentido da
corrente podem ser atribuídas às alterações sofridas pelas frentes de onda refratadas pelos
beachrocks e, por esse motivo, observa-se a presença de cúspides praiais.
3.2) ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES SEDIMENTARES
O estudo detalhado desta barreira, através do mapeamento geológico e análise de sensores
remotos e das seções de GPR (ver capitulo IV), possibilitou a identificação e correlação de padrões
geométricos e estruturas sedimentares, preservadas no substrato da área de estudo, dos processos
sedimentares atuantes no passado recente da história geológica da área. Esta correlação possibilitou
a materialização das formas de leito e conseqüente associação lateral das fácies sedimentares que
constituíram o sistema deposicional atuante na área de estudo, possibilitando sua correlação aos
modelos conceituais de Sistemas Deposicionais do tipo Ilhas Barreiras segundo Weimer et al. (1982
in Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG), McCubbin (1982 in Sholler and Spearing, 1982
– Memoir 31/AAPG), Reading (1996), Walker (1992), e Davis (1994).
As principais fácies sedimentares identificadas estão representadas no mapa faciológico da
prancha 3.02.
3.2.1) Ante-praia ou zona de Estirâncio (foreshore)
É delimitada pelo nível de marés alta e baixa e acompanhada pelo aumento da energia do
fluxo e diminuição das manifestações biológicas, além de compreender a zona de espraiamento das
ondas. Geralmente, exibe condições de regime de fluxo superior, com estratificações planares, ou
até mesmo, desenvolvendo antidunas, especialmente em zonas de baixo-gradiente topográfico e de
granulometria mais fina. Alguns truncamentos de baixo ângulo podem estar presentes representando
o ajuste da praia às mudanças no regime de onda ou oscilações na quantidade de sedimento
fornecido (Galloway e.Hebday, 1996). Mostram predominantemente estratificações plano paralelas
mergulhando em direção ao mar, com ângulo de mergulho oscilando entre 2 o a 10 o .
34
Na região estudada, Lima (2002a) estabelece que o ciclo natural de sedimentação nas praias
varia sazonalmente, ou seja, nos períodos de ondas com baixa energia as areias da face superior da
praia são levadas (período de emagrecimento das praias), em contra partida, nos períodos de maior
energia, a sedimentação é mais acentuada (período de engorda das praias). Outra feição (sub-fácies)
comum, mas de vida curta, são os sistemas de cristas e canaletas (ridge anr runnel systems). As
cristas (ridge) são corpos tabulares de areia que se desenvolvem no terraço das planícies de maré
durante a maré baixa. Seus foresets mergulham entre 25 o a 15 o em direção ao continente. As
canaletas (runnels) são as pequenas depressões, situadas no flanco das cristas voltado para o
continente, por onde a água é obrigada a passar paralelamente à praia, durante a maré vazante (fig.
3.10).
Figura 3.10 – Canaletas e cristas formadas episodicamente durante a maré baixa. Destacase a coexistência lateral entre as fácies e a presença dos beachrocks.
Ressalta-se, ainda, a presença expressiva de uma linha de beachrocks, com largura
variando de 10 a 15 m , que se estende por toda a área estudada, ora aflorantes, ora encobertos.
São evidentes nestes afloramentos, estratificações cruzadas acanalada, em planta e em perfil,
indicando uma paleocorrente para W, além de estruturas de escape de fluidos e superfícies de
reativações de truncamento entre as barras (prancha 3.02)
35
Prancha 3.01: Beachrocks
36
3.2.2) Pós-praia (Backshore)
Atualmente, a pós-praia é separada das dunas por uma quebra abrupta no declive e/ou por
uma berma. Esta berma é uma sub-fácies constituída por laminações regulares e, em sua maioria,
suavemente inclinada em direção ao continente (fig. 3.11). Pode se unir às dunas (porção E, e W da
área) ou depósitos da planície de intermaré (parte sul da área). De acordo com os modelos
preditivos do Walker (1992), a berma corresponde ao traço formado acima do limite das marés altas
(preamar), e é tipicamente construída durante períodos de ressacas, ou seja, quanto maior a
tempestade, mais altas e distintas elas se apresentam. Várias bermas podem ficar preservadas nas
praias, caso estas tenham sido submetidas a uma série de tempestades de intensidade decrescente.
Figura 3.11 – Disposição da berma, e sua estruturação interna na área de estudo. Em (A)
observa-se a berma sendo retrabalhada pelo vento; (B) Corte transversal a linha de praia
(B1 – margem W e B2 – margem E) evidenciando um acamamento mergulhando em
direção ao continente. (C) detalhe das estratificações. As lâminas mais escuras são
constituídas por minerais pesados e fração mais grossos, as lâminas mais claras por grãos
mais finos (a seta indica o norte).
37
3.2.3) Dunas e Superfícies de Deflação
As dunas representam um dos sub-sistemas mais variados dos sistemas costeiros. Podem
alcançar variações da ordem de 25 a 30 m, em relação ao nível do mar, atualmente fixadas pela
vegetação.
Na área de interesse, assim como em toda a região do spit, sua origem se deve ao
transporte pelo vento, em direção ao continente, dos sedimentos depositados na berma, após estes
sedimentos estarem devidamente secos. O desenvolvimento das dunas está condicionado a algum
tipo de obstrução ao transporte dos grãos, ou seja, quebras topográficas, vegetação, etc., que possam
barrar o transporte do material e promover o acúmulo destes (rever figura 3.03).
As areias das dunas são bem selecionadas e bem classificadas, sendo comum a presença de
fluxo gravitacional como: fluxo de grãos (Grain flow) – que correspondem ao escorregamento de
pequenas cunhas de areia que perdem a estabilidade e escorregam na face côncava, estabelecendo
gradações granulométricas inversas devido à pressão dispersiva; e queda de grão (Grain fall) estabelecendo uma bi-modalidade do material selecionado causado pela variação na velocidade do
vento.
A forma e o tamanho de uma duna dependem das condições de vento e do suprimento de
areia, muito embora não exista ainda uma classificação das dunas aceita como final. Numa tentativa
de classificá-las, Ahlbrandt and Fryberger (1982 in Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG)
propõem uma série de formas para as dunas, como mostra afigura 3.12.
Na região estudada, as dunas assumem dois padrões, comportando-se hora como barcanas,
hora como barcanóides. As barcanas geralmente crescem e migram através de áreas planas, quando
sujeitas a ventos de direção constante. A união de várias barcanas individuais resulta uma cadeia de
dunas transversais, dispostas perpendicularmente à direção do vento (fig. 3.13). Este tipo de duna é
bastante instável, rompendo-se pelo efeito do vento que sopra transversalmente, gerando corredores
interdunares expressivos.
38
Figura 3.12 – Formas básicas para dunas eólicas. Fonte: Ahlbrandt and Fryberger (1982 in
B’
B’
Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG).
Declive a sotavento,
Face de deslizamento
ou Face de Avalanche
Declive a barlavento
superfícies de Truncamento
Direção do vento
A’
A
B
B
A
A’
Figura 3.13 – Cadeia de dunas transversais barcanas. Fonte: compilado de Medeiros et al.
(1971).
39
A duna Seif constitui o exemplo clássico de duna longitudinal. Ocorrem em séries
regularmente espaçadas ou em longos espigões paralelos, alinhados segundo a direção principal do
vento. São formadas em regiões de ventos fortes e constantes, ou por uma corrente de vento
bidirecional constituindo cadeias.
Cadeias de dunas longitudinais também podem se originar de uma pequena variação na
direção do vento, transformando uma cadeia de dunas barcanas em uma cadeia de dunas
longitudinais (fig. 3.14).
Direção inicial
do Vento
Direção inicial
do Vento
Direção
modificada
do Vento
Direção
modificada
do Vento
A
Direções
Alternativas
do Vento
A’
A
A’
Figura 3.14 – Transição de uma cadeia de dunas transversais barcanas para uma cadeia
de dunas longitudinais. Fonte: compilado de Medeiros et al. (1971).
As estruturas mais comuns nas dunas são as estratificações cruzadas de grande porte, bem
desenvolvidas e de tamanho que pode ser medido em metros. Estas estratificações resultam da
superposição de camadas frontais, formadas pelo deslizamento de areia na face de escorregamento
da duna (Grain Flow). Quanto mais variável for a direção do vento, maior será o número de
direções das estratificações cruzadas. Normalmente, estas estratificações são formadas por um
regime de fluxo, cujo sistema global de migração das formas de leito (barras de areia) migram com
cristas sinuosas e, por isso, desenvolvem típicos padrões de acanalamento de grande porte nas
estratificações como mostra a figura 3.15).
40
Camadas ou estratificações cruzadas
formadas por Dunas com Crista Sinuosa
(Comprimento de onda relativamente curto quando comparado com a altura)
Direção do Vento
Jogo de Cunhas amoldadas
devido a níveis variáveis de
correntes fortes de Vento
Visualização das
Estratificações cruzadas acanaladas
em Bloco Diagrama (3D)
Camadas de baixo ângulo Assintóticas,
preservadas abaixo do nível geral de sedimentação
Face de avalanche (Foresets)
formado por fluxo grãos (Grain flow)
Figura 3.15 – Bloco diagrama com estratificação cruzada acanaladas formadas por uma
cadeia de dunas transversais, cujas formas de leito migram como barras de crista sinuosa.
A superfície de deflação (fig. 3.16) é o local em que o vento é mais forte, ou seja, os vales
interdunares, nos quais ocorrem as marcas onduladas provocadas pelo processo seletivo imposto
pelo vento e às dunas embrionárias (rever figura 3.03).
Figura 3.16 – Visão panorâmica da superfície de deflação. Destaque para as dunas
embrionárias e variações sutis na tonalidade das areias. Estas variações de tonalidade se
alinham segundo a direção do vento (E-W) e revelam o processo de transporte de
sedimentos pelo vento. Os tons mais escuros se devem aos grãos mais grossos, e os tons
mais claros aos grãos mais finos em suspensão, sendo transportados pelo vento.
41
2.2.4) Planície de Intermaré (intertidal flats) e Mangues
Segundo Walker (1992), as planícies de intermaré correspondem às regiões que
permanecem ora submersas, ora emersas, em função das marés, podendo ser subdividida em três
porções: (1) Planície lamosa ou superior – caracterizada por marcas onduladas e por estruturas
lenticulares; (2) Planície mista ou média – mostra estruturas lenticulares, flaser e onduladas; (3)
Planície arenosa ou inferior – diferenciada das demais pela formação de ripples de onda ou de
corrente, com estratificações cruzadas tipo flaser e espinha de peixe. Na região estudada, a porção
sul da área é caracterizada pela ocorrência de Planícies de intermaré não vegetadas, que se mostram
bastantes extensas ao longo da costa, onde a variação das marés (tidal range) é compatível às
condições de predominância da maré vazante (fig. 3.17)
Figura 3.17 – Fotografia de ultraleve (oblíqua), mostrando a coexistência das diversas
fácies encontradas em superfícies na área de estudo. Destaque para a planície de
intermaré e para os manguezais.
A ampla variação da granulometria nas planícies de intermaré, juntamente com ciclicidade
das marés, são proporcionais à formação de estruturas rítmicas marcadas pela deposição alternada
de areia e argila (fig. 3.19). Cada par de seqüências areia-argila representa um ciclo de maré, cujo
período de calmaria entre a maré enchente e a vazante, é representado pela deposição das lâminas
de argila; o oposto ocorre durante o período de predominância das marés enchentes e vazantes,
quando são depositadas as frações arenosas (Reineck e Singh, 1975). Em outra escala, a formação
42
de acamamentos relacionados ao fluxo das marés tem sido descritos e interpretados para ambientes
similares, com os ciclos lunares que correspondem a 14 ciclos completos de maré (Visser, 1980 in
Davis, 1994). Estas seqüências de feixes originados pelas marés (tidal bundle sequence)
representam a migração das formas de leito de acordo com a variação do ciclo lunar (marés de
sizígia e quadratura), que combinadas com o fluxo da das marés enchente e vazante, produzem
estratificações cruzadas tipo espinha de peixe. Em geral as marés enchentes e vazantes apresentam
velocidades diferentes, implicando dimensões e estilo de ripples distintas em função da energia do
regime de fluxo (rever fig. 3.18).
Figura 3.18 – Diagramas esquemáticos: (i) Ação das correntes de maré na deposição dos
foresets. (ii) processo de formação de estruturas rítmicas. (iii) Bloco diagrama 3D das
principais estruturas sedimentares encontradas na Planície de intermaré (considerando a
energia do fluxo aquoso decrescente de cima para baixo: A – Flaser; B – Wave e C lenticulares). (vi) Detalhe da seqüência de feixes de maré (Tidal Bundles sequence). Notase o destaque dos períodos de maré de sizígia e de quadratura.
43
Os manguezais se caracterizam por deposição sedimentos finos por acresção vertical. Estes
manguezais podem ocorrer ao longo da borda dos canais de maré e outros locais protegidos,
permitindo a estabilização dos sedimentos, a partir do desenvolvimento da vegetação. Com a
contínua acumulação de sedimentos nos mangues, os processos de maturação começam a ocorrer,
estabelecendo uma condição anóxida (Davis, 1983).
De modo geral, as acumulações nos manguezais são uma combinação de sedimentos finos
(sedimentação vertical), estruturas, geometria e fatores biogênicos. Grande quantidade da
acumulação dos manguezais se deve às contribuições dos restos de plantas, que acabam por originar
tufas e eventualmente carvão vegetal (Walker, 1992). A figura 3.20 traz uma representação
esquemática da subdivisão das planícies de maré e suas relações laterais com os canais de maré, e
estruturas sedimentares relacionadas.
Figura 3.20 – Bloco diagrama esquemático de uma típica planície de maré siliciclástica. A
planícies de maré afina rumo ao nível de maré alta, passando gradativamente de planícies
arenosa, sem interrupção, para planície mista seguida de planície lamosa e manguezal ou
pântano. Um exemplo da sucessão de fácies, produzido pela progradação das planícies de
maré, está mostrado no canto esquerdo superior. As estratificações cruzadas, depositadas
na porção mais baixa da planície arenosa e no canal de maré adjacente, são orientadas
paralelamente à linha de costa local, devido à ação predominante do fluxo do canal de maré
principal. Já na porção mais próxima do continente, a influência do fluxo das marés no
canal principal diminui ou se torna ausente. Assim, as estruturas tipo flaser, wavy e
lenticulares, além de evidenciar, respectivamente, o decréscimo de energia (leia-se:
velocidade das correntes) em direção à costa, mostram fluxo normal ao fluxo do canal de
maré principal, reativo as variações diurnas e semi-diurnas das marés enchentes e
vazantes (adaptado de Walker, 1992).
44
A prancha 3.01 sumariza a disposição e configuração atual da costa de Galinhos, em
termos das fácies sedimentares atuais geneticamente relacionadas.
45
Prancha 3.02: Mapa Faciológico
46
Capítulo IV:
GEOFÍSICA
47
4.1 – FORMAÇÃO DO RADAGRAMA
O Radar de Penetração no Solo (GPR) é uma técnica que emite um pulso eletromagnético,
o qual é parcialmente refletido e transmitido sempre que uma descontinuidade elétrica é encontrada
no subsolo, ou seja, uma interface na qual existe uma mudança na impedância eletromagnética.
Conhecida a velocidade do pulso, a posição do refletor pode ser determinada medindo-se o
tempo que o pulso leva para ir até ele e voltar à antena receptora (tempo duplo de trânsito),
semelhante à Sísmica de Reflexão.
Para o GPR, a região do espectro eletromagnético se restringe à faixa com comprimento de
onda (λ ) aproximadamente entre 30 cm e 30 m, ou seja, na faixa de freqüência entre 109 Hz a 107
Hz, correspondentes às faixas UHF e VHF, como mostra a figura 4.01.
Figura 4.01 – Espectro de freqüência utilizado pelo GPR.
4.1.1 – PRINCÍPIO (TEMPO DE TRÂNSITO)
A figura 4.02 mostra a idéia básica do levantamento com GPR, de modo que os tempos de
chegada para os três principais pulsos são: (a) t =
x
, para o pulso que chega primeiro (propagação
c
direta no ar) e (b) t = x , para o pulso que chega logo em seguida (propagação direta no solo).
v
Portanto, para x = 2t (tempo de ida e de volta do sinal refletido, ou melhor, tempo duplo de
48
2
2
x
trânsito); t =   + d 2 ⇒ t =
2
2
portanto, t =
x2
+d2 =
22
x2
+d2
4
x
2⋅
+ d2
4
; substituindo em t é t =
v
x 2 + 4d 2
, para a onda refletida (sinal do radar).
v
Figura 4.02 – Em (a) está mostrada a idéia básica do levantamento de tempo de trânsito
com o GPR; (b) gráfico das velocidades de propagação dos três principais pulsos
enxergados pelo GPR; e (c) mostra o GPR sendo utilizado para obter perfis de reflexão,
seção resultante da situação ideal obtida na situação ideal. (Modificado de Annan, 1992).
Os softwares utilizados para a aquisição, processamento e exibição dos dados de radar, em
sua maioria, foram adaptados daqueles originalmente desenvolvidos para a reflexão sísmica. Com o
avanço tecnológico, a aquisição dos dados possibilitou a redução dos ruídos no campo, através do
49
empilhamento (stacking) dos diversos traços de dados em cada ponto de levantamento, ou seja, o
sinal é enviado várias vezes num intervalo de tempo predefinido, de modo que o sinal registrado
pelo equipamento é uma média destes. Diferentemente da sísmica de reflexão, na aquisição de GPR
não há multi cobertura, ou seja, a maioria dos GPRs operam com apenas um canal, registrando um
único traço a cada posição de tiro (Shot Point). Embora este traço registrado seja uma média dos
diversos tiros a cada ponto do levantamento, para o GPR não há agrupamento em famílias CDP, o
que significa que cada ponto de tiro equivale a um CDP.
4.1.2 – JANELA DE GPR
O radar opera em freqüências cujas propriedades dielétricas dominam sobre as
propriedades condutivas e, assim, a atenuação permanece essencialmente constante com diferentes
valores de condutividades. A atenuação aumenta rapidamente para valores de freqüência acima de
100 MHz. Assim, a janela de GPR consiste em um intervalo de freqüência, dentro do qual a
atenuação sofrida pelo sinal de radar é constante para a maior parte dos materiais contidos no meio
geológico (Oliveira Jr., 2001).
De acordo com a figura 4.03, se por um lado, a freqüência relacionada ao limite inferior
desta janela deve ter magnitude suficiente para se afastar da zona de difusão da onda
eletromagnética, por outro, o limite superior não pode excede 1 GHz, pois, acima deste valor de
freqüência, a onda pode sujeitar alguns minerais mais susceptíveis ou as moléculas de água a
vibrações, causando uma forte atenuação do sinal associada a perda de calor, semelhante a um forno
microondas (Annan, 1992). A figura 4.08 mostra o conceito de janela de GPR.
50
Figura 4.03 – Ilustra o conceito de Janela de GPR, em três situações distintas. Em verde, a
curva para areia seca, B) em azul, para a areia molhada e C) em vermelho, para argila. A
areia seca propicia excelente propagação com uma atenuação constante em um grande
faixa de freqüência, além de pouco condutiva. Na areia molhada, o conteúdo de água limita
o campo de freqüências que pode ser utilizado, favorecendo a difusão da onda. Por fim, a
argila (molhada, principalmente) oferece condições de alta condutividade elétrica torna o
coeficiente de atenuação da onda extremante variável (ausência de um intervalo constante
de atenuação). Fonte: Annan, 1992.
4.2 – PARÂMETROS DE AQUISIÇÃO
Segundo Annan (1992), uma das etapas mais importantes num levantamento geofísico com
GPR é definir claramente o problema que se quer solucionar, que podem ser resumidas a quatro
questionamentos básicos:
O que é e qual a profundidade do alvo? Esta é uma questão muito importante, pois pode
ser um fator limitante do levantamento, caso o alvo esteja fora do alcance do GPR (ver detalhes a
diante). No caso da área em estudo, o alvo não é um corpo isolado, com formas e dimensões
limitadas, mas sim, de acordo com os objetivos deste trabalho, são as estruturas internas
preservadas no subsolo e seu empilhamento estratigráfico. Assim sendo, ele não possui uma
profundidade específica, ou seja, o limite de profundidade varia em função do poder de penetração
do radar (resolução vertical), que neste trabalho atingiu seu ponto máximo entre 15 e 20m de
profundidade.
51
Qual a geometria do alvo (dimensões e formas)? Para o alvo ser detectado, deve ser
qualificado com relativa exatidão, determinando-se a sua magnitude (altura, comprimento, largura,
direção, mergulho, etc). Neste trabalho, as formas geométricas e dimensões dos alvos podem ser
correlacionadas às dimensões e aos padrões geométricos das formas de leito previstos pelos
modelos preditivos de fácies, sub-fácies e associação de fácies sedimentar. É necessário ressaltar
que a dimensão mínima detectada pelo radar é uma função da freqüência de operação (ver subitem
4.2.2 adiante).
Quais são as propriedades elétricas do alvo e do material encaixante? Caso não haja
contraste suficiente entre as propriedades elétricas regidas pela constante dielétrica, o objeto não
pode ser detectado. Isto é função do coeficiente de reflexão, podendo-se estimar o fator de
proporcionalidade (F ) associado à potência refletida (P ) , de modo que P ∝ F = R 2 , onde o valor
de F deve ser maior que para que o alvo possa ser detectado (Oliveira Jr., 2001). Para a área de
estudo, o valor das constantes dielétricas estabelecidas com base nos valores propostos pelo manual
do SIR@ SYSTEM–2, para meios arenosos secos e molhados (água doce).
Quais são as condições operacionais nas proximidades do levantamento?
O método GPR é sensível a ruídos culturais como estruturas metálicas, freqüência de rádio
e/ou telefones celulares, ou seja, fontes de ondas eletromagnéticas; refletores indesejados como
ceras, carros, lixo metálico entre outros, que podem prejudicar a eficácia do levantamento. Na área
de estudo, estes ruídos são mínimos, proporcionado seções de boa qualidade.
Superada esta análise inicial, deve-se estabelecer os parâmetros de aquisição. Dentre estes,
merecem destaque:
Profundidade estimada do alvo
( p) :
ponto máximo entre 15 e 20 m de
profundidade (variando em função do limite de resolução vertical – em tempo
duplo esta resolução varia entre 250 e 300 ns);
Condutividade do meio encaixante (σ 1 ) : 1 mS / m , de acordo com o manual
do SIR@ SYSTEM–2. (no SI: 1σ =
1
S
=
, Simens por metro).
1Ω ⋅ 1m m
Representado pela areia seca.
Atenuação da onda eletromagnética no meio encaixante (α ) : 0.01 dB / m
(manual do SIR@ SYSTEM – 2).
Constante dielétrica do meio encaixante (areia seca): K 1 ≅ 4 (manual do SIR@
SYSTEM – 2 )
52
Constante dielétrica do alvo: representado pelo conteúdo de água, às vezes salina,
entre os foresets ⇒ AREIA SATURADA. K 2 ≅ 25 (manual do SIR@ SYSTEM
– 2).
A tabela 4.01 mostra as principais propriedades físicas para os principais materiais
geológicos encontrados na área de estudo.
MATERIAIS
CONSTANTE
CONDUTIVIDA
DIELÉTRICA
DE ELÉTRICA
(K )
σ
(mS m )
AR
1
0
ÁGUA FRESCA
80
0.5
VELOCIDADE
v
(m ns)
ATENUAÇÃO
α
(dB m )
0.3
0
0.033
0.1
3
0.01
103
ÁGUA DO MAR
80
3.10
AREIA SECA
3-5
0.01
0.15
0.01
AREIA
20-30
0.1-1
0.13
0.03-0.3
SATURADA
Tabela 4.01 – Propriedades físicas para diversos materiais geológicos (Adaptado de
Oliveira Jr., 2001).
De posse desses valores, pode-se estimar os parâmetros de aquisição, relacionados abaixo
(Annan, 1992).
4.2.1 – PROFUNDIDADE DE INVESTIGAÇÃO
A profundidade de investigação da onda eletromagnética depende diretamente da
condutividade (σ ) , da constante dielétrica (K ) , assim como da freqüência de operação e do
coeficiente de atenuação (meios condutivos). Para a maioria dos equipamentos (GPR) atualmente
comercializados, a profundidade de exploração é dada como: D ≅
35
m e, de uma forma geral,
σ
pode-se dizer que a profundidade de penetração aumenta com a diminuição da freqüência ( λ
maior) e o aumento da potência; e diminui com o aumento da condutividade (Annan, 1992).
Pode-se, então, estabelecer que, se um objeto ou interface estiver a uma profundidade ( p )
maior que 50% da profundidade máxima de penetração, o radar deve não enxergar. O que é obvio,
pois a profundidade máxima é divida entre o tempo que o sinal leva para chegar até o refletor e
voltar, ou seja, é dividida por dois (tempo duplo de trânsito). Desse modo, o GPR enxerga apenas
profundidades onde a profundidade é menor que 50% da capacidade máxima de penetração.
53
Mesmo ciente de que na área em estudo os alvos não possuem uma profundidade
específica, pode-se estimar uma profundidade máxima para o registro do sinal de GPR com sendo:
D≅
35 35
=
= 35 m ÷ 2( tempo de trânsito ) = 17 ,5 m
σ
1
É necessário lembrar que as propriedades elétricas no solo não se comportam de forma
homogênea, por isso, em alguns locais específicos, este valor de profundidade pode sofrer
modificações, como por exemplo: nas regiões mais salinizadas pela água do mar, a condutividade é
bastante alta (rever tabela 4.01), diminuindo drasticamente a penetração do pulso de GPR;
entretanto, nas regiões “não” salinizadas (porção central das seções), a profundidade pode atingir
até 20 ou 25 m.
4.2.2 – FREQÜÊNCIA DE OPERAÇÃO E RESOLUÇÃO VERTICAL
Os fatores que controlam a escolha da freqüência de operação são basicamente a resolução
vertical desejada, limitações relacionadas à atenuação do meio e profundidade de investigação. O
primeiro fator, resolução, refere-se à mínima separação em tempo, detectável a uma certa
profundidade, entre duas interfaces de reflexão. Dentro deste contexto, o primeiro problema
encontrado é a perda de amplitude do sinal em função do tempo, ou seja, o amortecimento
exponencial da onda eletromagnética, que no meio geológico é bastante expressiva. Em adição, o
meio geológico é constituído por diversos refletores em profundidades e separação espacial
diferentes, cuja distinção entre eles é feita em função do tempo de trânsito. Em termos de resolução
temporal, caso os refletores estejam separados suficientemente para gerar eventos bem
discriminados no tempo (fig. 4.04a), estes serão registrados como oscilações de amplitude versus
tempo, bem separadas no eixo do tempo. Em contrapartida, se os refletores estiverem muito
próximos, a resposta do radar será registrada como oscilações de amplitude versus tempo
sobrepostas, resultando em diversos padrões de interferência desde construtivos a destrutivos (fig.
4.04b).
54
Figura 4.04 – (A) dois pulsos de GPR bem separados no tempo; (B) sobreposição de
eventos no tempo, podendo acarretar padrões de interferência ondulatória destrutivos. (C)
Critério para a discriminação entre eventos. Matematicamente, considera-se que uma
interface será bem resolvida se a separação entre os pulsos no tempo for maior ou igual a
metade dos seus respectivos envelopes ( separação ≥ W
2
).
Em termos da freqüência, a resolução vertical desejada é controlada pela freqüência de
resolução ( f R ) que é dada por:
f
R
>
75
K 2 ⋅ δR
( MHz )
onde, δ R é a separação ou distância de resolução da interface em metros ( m ) e K 2 a constante
dielétrica do alvo (Annan, 1992).
55
Já as limitações, relacionadas à atenuação do meio ou limitações de “Clutter” (ruído
incoerente de background), estão associadas ao tamanho das heterogeneidades mínimas visíveis, ou
seja, fornece as dimensões mínimas que podem ser detectadas pelo equipamento. Para que isto seja
possível, considerando-se uma heterogeneidade de dimensões δ C ( m ) , a freqüência central deve
ser:
fc >
30
K 2 ⋅ δC
( MHz )
O último dos três principais fatores, profundidade de exploração, é um pouco mais
complexo, haja vista que depende das chamadas zonas de Fresnel1 e, além disso, requer que a seção
transversal do objeto investigado ocupe a fração principal do feixe de onda do radar, para que
energia suficiente seja refletida e captada pela antena receptora. Resumidamente, a profundidade de
exploração está relacionada à freqüência central, em unidades mais usuais por:
f
D
<
1200 ⋅ K 2 − 1
( MHz ).
p
Como regra geral, estas três freqüências devem ser computadas durante o levantamento, e
se o levantamento estiver bem planejado, a condição abaixo deve ser verdadeira:
[
f R < min f D , f c
[
]
]
Limite inferior < f R < f levantamento < min f D , f C < Limite superior
Segundo Grazinoli e Costa (1999), basicamente, a espessura da camada detectável é
calculada, levando-se em consideração a velocidade da onda no meio (v ) e a duração do pulso (t ) ,
o qual depende da freqüência utilizada ( f ) . Se a espessura da camada (e ) é tal que o tempo duplo
de trânsito na camada vale t =
x 2 + 4d 2
, e é menor que
v
 t = 1  , a camada não será enxergada

f 

claramente. Isto significa que a menor espessura detectável é: e Mínima =
ou ainda, para v =
c
K2
v⋅t
(resolução vertical),
2
onde c ≅ 0.3m/ns e t em ns ;
1 - Zona de Fresnel: na prática, corresponde a porção da frente de onda que concentra os feixes com
energia suficiente para ser descriminado como um sinal. Para o GPR, este conceito pode ser referido como a
pegada do GPR, ou seja, a área em sub-superfície que de fato geram reflexões (área de maior concentração
dos feixes de onda).
56
c ⋅t
e Mínima
v⋅t
c⋅t 1
=
= K =
⋅ ∴
2
2
K2 2
e Mínima =
c⋅t
2⋅ K2
Com relação à resolução horizontal, pode-se dizer que a energia refletida que chega ao
receptor não é oriunda de um ponto único de incidência, mas de uma área finita de um refletor.
Sendo assim, t é tempo duplo de trânsito (ns ) ,
f a freqüência central (MHz ) e v a velocidade de
propagação do pulso (m / ns ) , a energia que chega de uma área circular de raio a é:
a=
v
⋅
2
t
.
f
Se o refletor possuir uma extensão lateral bem maior que a , sua forma será mapeada com
precisão numa seção de GPR, ao passo que numa extensão menor que a predominam padrões de
difração e sua forma não será detectada.
Normalmente, ondas de baixa freqüência (10 a 50 MHz), com comprimentos de onda mais
amplos têm um poder de profundidade de penetração maior, ao passo que as de alta freqüência (100
- 2.5 GHz) possuem um comprimento de onda mais curto, apresentando uma menor penetração. A
tabela 4.02 mostra um guia rápido para profundidade versus a freqüência central, com resolução
aproximadamente de 25%.
Profundidade (m)
Freqüência central (MHz)
0,5
1.000
1,0
500
2,0
200
7,0
100
10,0
50
30,0
25
50,0
10
Tabela 4.02 – Valores pré-estabelecidos de freqüência central versus profundidade
(Grazinoli e Costa, 1999).
57
(10 cm ) ,
Para a área de estudo, onde: δ R = 0 ,10 m
seja a dimensão média da menor
estrutura interna sedimentar que se quer distinguir e δ C = 0 ,01m (1cm ) , a dimensão abaixo da
qual o radar deve ignorar a resposta, obtém-se:
A) Resolução espacial do alvo:
f
R
>
75
K 2 ⋅δ R
=
75
25 ⋅ 0 ,10
= 150 ,00 MHz
B) Limitação de “clutter”: como já foi dito, fornece as dimensões mínimas que devem ser
ignoradas pelo equipamento. Neste caso, o parâmetro permite que o GPR ignore corpos com
dimensões inferiores a 0,01m (1 cm).
fc >
30
=
K2 ⋅δC
C) Profundidade de exploração:
1200 ⋅ K 2 − 1
fD <
⇒ f
p
30
= 600 ,00 MHz
25 ⋅ 0 ,01
D
<
1200 25 − 1
= 391 ,92 MHz
15
Onde: p é a profundidade aproximada do alvo.
Portanto, o limite inferior é 150 MHz < 200 MHz < min[391,92MHz; 600 MHz ] e, entre
colchetes, o limite superior, validando a aplicação do método nestas condições.
4.2.3 – JANELA DE TEMPO DE REGISTRO (RANGE)
É a duração do registro, ou seja, o intervalo de tempo que o GPR gasta efetuando uma
leitura. Lembrando que o tempo de trânsito é o tempo que o pulso leva para ir até o refletor e voltar,
a janela de tempo τ w , ou seja, equivale ao alcance do pulso, podendo ser escrito como:
τw =
2p
v
(onde: p é a profundidade máxima e v a velocidade de pulso v =
c
K
)
Em unidades mais usuais, a janela de tempo (Range) pode ser dada por:
τ w = 1,5 ×
S ⋅ 100
2p
ou por Rmáx . = S
v
fC
de modo que, o Range (RMáximo ) é a relação entre o número de amostras presentes em cada traço
(S S ) e a freqüência central da antena ( f c ) (Oliveira Jr., 2001).
58
A expressão acima aumenta o tempo estimado em 50% para permitir incertezas na
velocidade e variações na profundidade. A tabela 4.03 mostra um guia simples para quando não se
tem nenhuma informação sobre K e σ .
Profundidade (m)
τw (ns)
Rocha
Solo Molhado
Solo seco
0,5
12
24
10
1
25
50
20
2
50
100
40
5
120
250
100
10
250
500
200
20
500
1.000
400
50
1.250
2.500
1.000
Tabela 4.03 – Mostra alguns valores de Range (janela de tempo). Fonte: Grazinoli e Costa,
1999.
Para a área em estudo, a janela de tempo de registro calculada para a antena de 200 MHz
foi de:
τ = 1 ,5 ×
2p
2⋅ p
2 ⋅ 10
= 333 ,33 ns .
≅
=
v
  0 .3 
 c

 

  25 

K
2


Entretanto, durante a aquisição, a janela utilizada foi a sugeria pelo equipamento, sendo
então de 300 ns .
4.2.4 – FREQÜÊNCIA DE AMOSTRAGEM (RAZÃO DE AMOSTRAGEM)
É o intervalo de tempo no qual os sinais são lidos (amostrados), ou melhor, é a freqüência
com que os sinais são colhidos semelhantemente à razão de amostragem do sinal da sísmica de
reflexão.
O GPR não emite uma única freqüência, mas sim uma banda de freqüência, de modo que
cada refletor manda de volta um pulso que, sob condições ideais, deveriam possuir a mesma forma
e duração que o pulso transmitido, mas com amplitude amortecida (Annan, 1992). Por definição, a
largura do envelope (W ) para o pulso de GPR, geralmente, é indicada como o tempo entre os
pontos no envelope, quando este dista
2 do seu pico de amplitude, desde que visualizado no
domínio da freqüência, ou seja, em termos de freqüência o pulso ideal de GPR deveria ser
59
dimensionado como: um meio da sua freqüência central
( 21 f c ) para a esquerda e dois terços da sua
freqüência central
( 23 f c ) para a direita (fig. 4.05a). Já em termos do domínio do tempo, a largura do

1 
 , que corresponde ao período da onda ou a sua
pulso é tida como o inverso da freqüência  T =
f c 

duração em tempo.
Na realidade, o sinal de GPR pode ter uma gama expressiva de formas para sua ondícula
padrão (wavelets). Em adição, quando se considera uma wavelet senoidal, percebe-se que, ao
aplicar a Transformação de Fourier2 para transitar entre os domínios do tempo e da freqüência,
observa-se que, matematicamente, não é possível obter um pulso ideal de GPR (suficientemente
estreito e com uma única freqüência), ou seja, na prática, quando o pulso é estrito no domínio da
freqüência, é bastante largo no tempo, e vice-versa, quando o pulso é bastante estreito no tempo,
abrande uma gama expressiva de freqüências (fig. 4.05b). O compromisso é fabricar antenas, de
modo a desenhar uma wavelet capaz de balancear a largura do pulso em ambos os domínios, isto é,
a razão ideal entre a largura da banda emitida ( B ) e a freqüência central ( f c ) deveria ser igual a
um (1). Eletronicamente esta solução igual a um (1) não é possível, de modo que na realidade as
melhores configurações de antenas se aproximam de um (1) :
B
≅1
fc
Caso esta condição não ocorra, o envelope do pulso enviado pela antena pode ser largo o
suficiente para gerar sobreposições dos pulsos do GPR, ou em outras palavras, quanto mais largo
for o pulso, maior será a probabilidade de gerar sobreposições, o que prejudica a resolução do
método.
O critério para escolha do intervalo de amostragem (τ s ) deve ser:
τs =
1
2 ⋅ f máx
sendo f máx . a freqüência máxima do sinal (correspondente à freqüência central). Isto significa que
as leituras devem compreender, no mínimo, a metade da largura do pulso (tempo de duração) para
que este seja enxergado.
2 - Transformada de Fourier – Em termos práticos – o princípio da Transformação de Fourier diz que
qualquer curva, não importando de que natureza seja, ou de que maneira foi originada, pode ser reproduzida
através da superposição (somatória) de um número suficiente de curvas harmônicas simples.
60
Em levantamentos de alta resolução como o GPR, para que o sinal seja enxergado com
mais clareza, divide-se a duração do pulso em 6 frações principais de tempo onde são feitas as
leituras, ou seja, 6 vezes a freqüência central do pulso, segundo o critério de Nyquist (Fig.4.05c).
Neste caso, o tempo de amostragem deve ser:
τs =
1000
.
6⋅ f c
Figura 4.05 – (A) Definição empírica do Pulso de GPR, Limitado por AMax .
2
, para ambos
os lados, a partir do ponto máximo de amplitude ( Amáx . ) ; (B) de acordo com as limitações
matemáticas impostas pela Transformação de Fourier, observa-se que não é possível obter
um pulso que seja simultaneamente estreito no domínio do tempo e da freqüência, e viceversa; (C) O critério de Nyquist diz que o intervalo de tempo entre as amostragens tem que
ser menor que o período do pulso – tempo de duração do pulso – ( τ s < T ), caso contrário
61
( τs
≥ T ), o sinal não é enxergado. Dessa forma, quanto maior a freqüência de amostragem,
melhor será representado o sinal em display. Os pontos em verde indicam os tempos em
que as amostras foram coletadas. Fonte: Annan, 1992.
A tabela 4.04 abaixo mostra alguns intervalos de amostragens versus a freqüência central.
Freqüência (MHz)
Intervalo de amostragem (ns)
10
16,70
20
8,30
50
3,30
100
1,67
200
0,83
500
0,33
Tabela 4.04 – Mostra de alguns intervalos de amostragens versus a freqüência central
(Grazinoli e Costa, 1999).
Dessa forma, o intervalo de tempo de amostragem ou a razão de amostragem do sinal,
dentro da janela de tempo de registro, para a área estudada deve ser de:
Para 200 MHz: τ s = 1000 = 1000 = 0,83ns
6⋅ f
Lembrando que:
c
6 ⋅ 200
1
= s segundos
f
(1Hz = 1s − 1 ) ,
No equipamento (GPR), a razão de amostragem se dá em função do número de amostras
por scans, e a razão de amostragem utilizada foi de 1.024 amostras por scans. Em outras palavras,
a amostragem é feita com base no range, ficando em torno de uma amostra a cada 0,293 ns, para
um traço na seção. Em termos da largura do pulso de GPR, que é calculado automaticamente pelo
equipamento (aproximadamente 5 ns para antena de 200 MHz), pode-se dizer que cada pulso é
amostrado 17,065 vezes.
4.2.5 – PONTOS DE TIRO E RESOLUÇÃO HORIZONTAL
O espaçamento entre as estações, ou pontos de tiro, corresponde ao deslocamento máximo
que a antena pode sofrer entre dois pontos sucessivos, no qual são coletados os sinais, ou seja, é a
distância máxima entre dois pontos de tiro consecutivos.
62
Assim como a razão de amostragem, o espaçamento horizontal entre as antenas é uma
função do critério ou princípio de amostragem de Nyquist (Daniels, 2000), que neste caso diz que
1
intervalo entre as estações não deve exceder um quarto do comprimento de onda ( λ ) no meio.
4
Por definição, tem-se que:
v = λ ⋅ f c , e que v =
c
K
.
Combinando as duas equações acima e escrevendo-as em função de λ , obtém-se o
seguinte resultado:
λ=
c
fc ⋅ K
conseqüentemente, a separação entre os pontos de tiro, de acordo com os critérios de amostragem
de Nyquits, é expressa por:
∆x =
c
4f K
=
75
f K2
onde: f é a freqüência central da antena em MHz e K é a constante dielétrica.
Se o espaçamento dos pontos de tiro for maior que o estabelecido pelo critério de Nyquist
1
( λ ), os dados não definirão nenhuma interface ou objeto, imergindo abruptamente nos refletores
4
ou provocando difração. Para a antena de 200 MHz, o espaçamento entre os pontos de tiro muna
seção linear é estabelecido automaticamente, coletando um traço aproximadamente a cada 5 cm.
4.2.6 – SEPARAÇÃO E DISPOSIÇÃO ENTRE ANTENAS (FONTE E
RECEPTOR)
A maior parte dos sistemas de radar utilizam antenas separadas (bi-estáticas) para a
transmissão e recepção, embora as antenas possam ser colocadas em um único módulo sem meios
de variar a separação entre elas. A possibilidade de se variar a separação entre antenas pode ser
usada para otimizar o sistema visando à detecção de determinados alvos.
Segundo Annan (1992), a fim de se maximizar o acoplamento, as antenas devem estar
espaçadas de tal forma que o ponto máximo do foco de refração, no padrão ondulatório das antenas
TX (fonte) e RX (receptor), apontem para uma profundidade comum, sob uma condição de ângulo
critico na interface ar-terra, para que haja reflexão total nesta interface, ou seja, é a premissa básica
do método GPR, que similarmente a sísmica de reflexão admite que os alvos estão posicionados
63
logo abaixo do ponto central entre a fonte e o receptor da onda (tempo de ida é igual ao tempo de
volta). Há de se admitir que os alvos estão posicionados logo abaixo do ponto central entre a fonte e
o receptor, o que se constitui em um fato raro em termos do meio geológico, uma vez que,
comumente, as camadas apresentam mergulho ou estão controladas por falhas, provocando
assimetria entre o tempo de ida e o tempo de chegada do pulso (rever fig. 4.02).
Separações pequenas devem ser evitadas por causa da onda que se propaga diretamente no
ar. Uma separação mínima de meio-comprimento de onda
(12 λ )
da freqüência central é
recomendado.
A estimativa da separação (S ) ideal entre as antenas é dada pela expressão:
2p
S=
K2 − 1
(m )
Se a separação ente as antenas RX e TX for pequena a onda direta assume dimensões bem
maiores que o sinal refletido, provocando distorções que tornam a descoberta de eventos rasos
difícil. Assim, recomenda-se uma separação mínima de meio comprimento de onda.
Um outro fator que deve ser considerado, quando se trabalha em solos dispersivos, é o
efeito do aumento da distância percorrida pelo pulso, criado pela separação das antenas, que pode
ser obtido através da seguinte relação:
(
L = S 2 + 4 p2
)
1
2
Sabendo-se que, em solos dispersivos, o sinal é atenuado por um fator e −α ⋅ L (como visto
anteriormente), não se deve fazer a separação tão larga entre as antenas (S ) , pois a distância
percorrida pelo pulso L será muito maior de que duas vezes a profundidade em solos dispersivos,
ou seja, quanto maior a separação entre as antenas maior será a distância percorrida pelo pulso e
mais importantes serão os efeitos da atenuação.
Se pouco for conhecido sobre a área de pesquisa, uma regra segura é fixar S em 20% da
profundidade designada. Na prática, pequenos espaçamentos entre antenas são bastante usados,
devido à logística operacional que normalmente exige simplicidade de operação.
Em geral, as antenas usadas para GPR são dipolares e irradiam com uma polaridade
preferencial. As antenas normalmente são orientadas de forma que o campo elétrico seja polarizado
paralelamente ao maior eixo ou direção do objetivo. Não há nenhuma orientação ótima para um
objetivo eqüidimensional. Se o sistema de antena usa um sinal circularmente polarizado, a
orientação de antena torna-se irrelevante. Considerando que a maioria dos sistemas em usos
comercialmente utilizam antenas polarizadas, a orientação pode ser importante. Os vários arranjos
são mostrados na figura 4.06.
64
Figura 4.06 – (a) ilustra os vários modos de disposição entre antenas e seus respectivos
campos de visão (pegadas); (b) mostra a configuração espacial assumida pela onda
quando passa da interface ar-terra para os modos TE e TM. Fonte: Annan (1992).
Para a área estudada, a separação entre fonte e receptor para a antena de 200 MHz não
varia, devido ao fato desta antena operar no modo monoestática, não sendo possível modificar esse
arranjo.
4.2.7 – LOCALIZAÇÃO, DISTÂNCIA ENTRE PERFIS E NIVELAMENTO
TOPOGRÁFICO
Um aspecto importante a se considerar no planejamento de uma pesquisa é o
estabelecimento de um grid de pesquisa e um sistema de coordenada. O uso de um sistema de
coordenadas unificado, em geral UTM, é relevante, pois até mesmo os melhores dados do mundo
são inúteis, se ninguém souber de onde eles vieram e qual a orientação dos perfis.
Geralmente, os perfis são estabelecidos perpendicularmente à tendência das características
investigadas abaixo do subsolo para reduzir o número de perfis. O espaçamento entre as linhas é
ditado pelo grau de variação do que se quer enxergar, ou seja, depende da escala do trabalho. Se
forem procurados objetivos pequenos e isolados, o espaçamento de linha deveria ser menor que “a
pegada” (campo de visão) do radar; se o objeto ou interface tem dimensões bem maiores que o
campo de visão do radar, outros perfis devem ser feitos para mapear sua extensão. No caso de um
contato geológico não aflorante, pode-se mapear toda sua extensão, assim como a estruturação
interna de camadas sedimentares ou estruturas como falhas e fraturas.
65
A seleção da localização e orientação dos perfis deve ser feita visando maximizar a área
pesquisada sem comprometer a resolução e os limites de operação. Em situações onde a direção é
conhecida, o alvo é bidimensional (2D); isto implica dizer que um espaçamento maior entre os
perfis pode ser empregado, desde que:
L≤
λ
+
4
D
K2 − 1
< ∆ e L≈
1λ
 +
3  4


K 2 − 1 
D
onde, L é o espaçamento entre os perfis; D é a profundidade; ∆ a extensão do objeto ou interface;
K é a constante dielétrica e λ o comprimento de onda.
Se nada se sabe a respeito das formas e/ou dimensões do objeto ou interface, então o
espaçamento deveria ser igual ao espaçamento das estações para assegurar que o objeto vai ser
enxergado. A depender da necessidade e das condições logísticas disponíveis, esta pode ser uma
solução inviável, pois seria necessário muito tempo para levantar todos os perfis. É desnecessário
dizer, quando um ∆x é muito pequeno, uma fração de um metro, gera um grande volume de dados,
tornando quase impossível a manipulação destes em computadores comuns (como geralmente
acontece).
Outro fator determinante é o contexto no qual a aquisição está inserida, por exemplo, neste
trabalho, a orientação e dimensão da malha foi determinada em função de informações prévias,
obtidas a partir do manuseio de produtos de imagens de satélite e fotografias aéreas (sensoriamento
remoto).
Vejam que obedecendo aos parâmetros anteriormente citados, obtemos:
L≤
para λ =
v
ev=
f
c
K1
λ
+
4
D
K2 − 1
c
⇒ λ=
< ∆ ⇒ L≤
K1
f
L≈
3,75
+
4
15
25 − 1
< ∆ ⇒ L≤4< ∆
3 ⋅ 10 8 m / s
=
4 = 3 ,75 m , obtemos,
200 ⋅ 10 Hz
1λ
+
3  4
3
 1
 = [4 ] = 1 ,33m .
K −1 3
D
Dessa forma, seria necessário um espaçamento de 1,33 m entre as linhas, o que inviabilizaria
a aquisição. Diante deste fato e em função do objetivo central deste trabalho, optou-se por uma
aquisição constituída por uma malha de 12 seções de GPR, espaçadas de 50 m; sendo 02 perfis
transversais à direção estimada do canal (GPR-01 e GPR-02), com aproximadamente 350 m de
extensão e direção N150°E, 09 perfis longitudinais de 150 m e direção N60°E (LT-01 a 08), além de
perfis auxiliares de dimensões variadas, com direção N150°E (AX entre 01 e 08) e uma perfil
66
orientado à N260°E (AY-03), totalizando 3.804 metros lineares de Seções de GPR (rever figura
1.01).
4.2.8 – CONTROLE DE QUALIDADE NO CAMPO E FONTES DE RUÍDO
Ainda dentro deste contexto de aquisição, é necessário ressaltar que a mera obediência aos
parâmetros matemáticos não garante o sucesso dela, exigindo do operador bom senso e perícia ao
analisar os dados durante a aquisição, identificando as possíveis fontes de ruído, testando o bom
funcionamento do equipamento e sua calibração, entre outros. Assim, o operador tem a
responsabilidade e a oportunidade de re-amostrar as linhas e/ou modificar qualquer dos parâmetros
de aquisição, em função de uma realidade local e dos objetivos da aquisição, já que esta é
visualizada em tempo real no display do equipamento.
Da mesma forma, a qualidade dos dados e sua confiabilidade é função também da
eficiência e competência da equipe de aquisição, ou seja, os profissionais envolvidos neste processo
devem estar cientes dos parâmetros de aquisição e aptos a identificar problemas que venham a pôr
em cheque a qualidade e confiabilidade desta.
Desse modo, é válido acrescentar que as principais fontes de ruído superficiais são: as
linhas de alta tenção, antenas de transmissão, cercas, postes, árvores, ou qualquer outro anteparo
superficial capaz de refletir a onda aérea do GPR.
67
4.3 – PROCESSAMENTO E INTERPRETAÇÃO
4.3.1 – PROCESSAMENTO
O processamento visa à obtenção de uma seção de reflexão livre de ruídos, ou seja, sinais
ou refletores desnecessários que prejudicam a interpretação correta das fácies de radar. Para isto,
não se pode executar as etapas de processamento aleatoriamente por tentativa (erro-acerto), pois,
em geral, os filtros utilizados durante o processamento correspondem a operações vetoriais, ou seja,
a utilização de uma seqüência aleatória nas etapas de processamento, assim como a utilização de
valores aleatórios na parametrização dos filtros implica a inviabilidade da seção. Dessa forma, o
processamento dos dados deve seguir uma cadência, ou seja, uma série de etapas que, em conjunto,
objetivam eliminar eventos indesejados e corrigir distorções do sinal a partir do dado bruto.
Dentro deste contexto, é fundamental ressaltar que utilização de seções de GPR não
processadas (dados brutos), ou ainda dados mal processados (filtragem aleatória) implicam um risco
muito grande para a interpretação, levantando uma série de dúvidas e possibilidades de
interpretação ou até mesmo inviabilizando a seção, por exemplo: não teria sido possível obter os
resultados descritos em Galos, usando apenas as seções brutas. Da mesma maneira, na aquisição, o
processamento deve estar inserido num contexto, devendo ser orientado em função dos objetivos do
trabalho e da realidade local (ruídos de superfície, o ambiente geológico em questão, etc.),
mantendo o compromisso de ressaltar as feições geológicas existentes sem gerar artifícios de
processamento.
Logo, a etapa de processamento seguiu uma rotina semelhante a da sísmica de reflexão, já
consagrada na literatura (Yilmaz, 1983, 1987), que foi adaptada aos princípios físicos (onda
eletromagnética) e demissões espaço-tempo do GPR, com base nas proposições de Xavier Neto et
al. (2001 a,b), sendo utilizado para isto o software Reflex.
O primeiro passo, logo após a aquisição, é o pré-processamento, que para o GPR
corresponde à conversão dos dados para o formato lido pelo software de processamento e
preparação do dado para o processamento. A prancha 4.01 ilustra uma seção de GPR não
processada (dados bruto).
68
Prancha 4.01: Dado Bruto
69
Segundo Yilmaz (1983, 1987), o sucesso do processamento depende em grande parte, não
somente da escolha dos parâmetros pertinentes para cada passo isolado do processamento, mas
também do pré-processamento, pois um dado – tanto sísmico quanto de GPR – mal preparado pode
até passar impunemente às primeiras etapas do processamento, mas não passa impune aos filtros
mais complexos como migração, balanceamento espectral para o GPR, assim como o dado sísmico
não passaria pela deconvolução.
Dentro deste contexto, o processamento 2D das seções de GPR é uma atividade interativa,
na qual o operador tem a possibilidade de testar várias opções de filtragens até que se estabeleça a
melhor seqüência de processamento (melhor parametrização e seqüência dos filtros). Em geral,
quando a aquisição envolve um grande volume de seções, escolhem-se duas ou três dessas para
estabelecer uma rotina padrão de processamento. A partir deste ponto, o processamento pode ser
feito automaticamente pelo software, obedecendo a essa rotina de processamento. Este fato
possibilita uma maior rapidez no processamento dos dados, muito embora torne o processamento
menos interativo exigindo do operador maior atenção e bom senso no julgamento do produto final
(seção processada).
O tema “Processamento” envolve algumas polêmicas entorno de si e que, embora
relevantes, não são pertinentes a um trabalho de graduação dada a sua complexidade. Por isso,
optou-se por uma descrição geral dos efeitos visuais provocados pelos filtros no sinal de GPR.
Abordagens mais complexas e matematizadas podem ser encontradas na literatura como, por
exemplo, Yilmaz (1987), Claerbout (1985), Scales (1994), Annan (1992), Xavier Neto et al. (2001
a, b), entre outros.
Dentro desta perspectiva, utilizou-se o fluxo proposto por Xavier Neto et al., (2001b) em
todas as seções de GPR relativas a este trabalho de graduação. O fluxo de processamento proposto
por Xavier Neto (op Cit.), fundamenta-se na premissa de que se tem conhecimento a priori dos
seguintes elementos:
Do método;
Do meio;
Do alvo;
Dos efeitos de propagação;
Dos ruídos;
As etapas de processamento utilizadas neste trabalho foram:
Correção zero-offset/drift DC;
Dessaturação;
Correção dos efeitos de propagação;
Migração;
Filtro de freqüências;
AGC para Display (opcional).
70
Segue, abaixo, um breve comentário das principais etapas de processamento, de acordo
com Xavier Neto et al. (2001b):
O primeiro, a saber, a correção para zero-offset, visa compensar o afastamento fontereceptor e é baseado na velocidade da onda direta pelo ar (0.3 m/ns). Logo após, é feita a correção
de drift DC, quando ocorrem erros na razão de amostragem do instrumento, devido às variações de
temperatura, desvios do cabo, etc., como mostra a prancha 4.02).
Em seguida, a dessaturação objetiva que corrige o efeito de indução eletromagnética
existente entre as antenas, através da remoção da média entre traços (subtrating average), bem
como da interferência resultante do acoplamento entre o pulso emitido e as reflexões de freqüências
muito baixas, denominado de efeito WOW. A prancha 4.03 ilustra um exemplo das correções dos
efeitos de acoplamento (DEWOW) e de indução eletromagnética entre as antenas.
Dando continuidade ao processamento, a correção dos efeitos de propagação é feita através
da Spherical and Exponential Correction (SEC) e do balanceamento espectral. A SEC atua através
da aplicação de uma função de ganho linear, para corrigir o efeito de diminuição de energia com o
afastamento da fonte (espalhamento geométrico), e de uma função de ganho exponencial, que atua
compensando o efeito da perda de energia por absorção. O balanceamento espectral corrige os
efeitos da atenuação de forma seletiva, por faixas de freqüências, e promove uma deconvolução
parcial nos dados, sem promover grandes alterações na fase do sinal, recompondo as amplitudes e
deslocando o espectro de freqüências para os valores da freqüência central do levantamento (ver
prancha 4.04a). Na seqüência, tem-se a migração que atua reposicionando os refletores inclinados
em sua posição real na seção e promove a reconcentração de energia espalhada por focos difratores
(prancha 4.04b).
A seguir, o filtro de freqüências é utilizado para limpar as freqüências transientes da seção,
ressaltando o sinal de interesse (Prancha 4.05a).
Finalmente, os efeitos da topografia são corrigidos em função dos dados oriundos do
nivelamento topográfico (prancha 4.05b).
Não são aplicados ganhos equalizadores, como o AGC, visando preservar o máximo
possível as relações de amplitude entre os eventos. O AGC só é utilizado com o propósito de
melhorar a visualização da seção como um todo, e não é aplicado ao header do traço.
71
Prancha 4.02: Offset zero/Shift DC
72
Prancha 4.03: Dessaturação e Correção da Indução entre as Antenas do GPR
73
Prancha 4.04: SEC e Migração.
74
Prancha 4.05: Passa-banda e Correção Topográfica
75
4.3.2 – INTERPRETAÇÃO (RADAR FÁCIES)
O processo de interpretação de uma seção de GPR é bastante similar à interpretação de
uma linha sísmica de reflexão, tomando emprestado da sismo-estratigrafia termos e definições de
padrões de truncamento (erosional, estrutural, concordante), terminações (lapout, baselap, onlap,
downlap, toplap, etc.), e/ou as formas externas (tabulares, onduladas, cunhas, lenticulares,
feições de preenchimento, leques, etc.), além de correlacionar a noção de sismofácies (padrões de
reflexão paralelo, subparalelo, divergente, caótico, clinoformas progradantes, como sigmóides,
reflexões oblíquas, sigmóide-oblíquas, etc.) aos padrões de reflexão encontrados dos radagramas
(radar fácies), evidentemente respeitando as diferenças de escala e entre a sísmica e o GPR. Vários
autores como Smith e Jol (1992), Jol et al. (1996), Bristow (1995), Olsen e Andreasen (1995),
Pedley et al. (2000), Young e Sun (1999), Smemoe (2000), Bristow et al. (2000), Corbeanu et al.
(2001), Andrade et al. (2001), Xavier Neto et al. (2001a), Lima et al. (2001), Grasmueck et al.
(2002), entre outros, utilizam-se destes padrões geométricos de reflexão para caracterizar as radar
fácies, tanto em levantamentos 2D, quanto 3D. É preciso ressaltar que a interpretação atribuída às
radar fácies é função de um contexto geológico local e, neste trabalho, foram correlacionadas às
fácies sedimentares constituintes do sistema costeiro de Galinhos.
Em termos de ferramentas de interpretação 2-D, a utilização de paletas de cores diferentes
e filtros de visualização, associadas à alta resolução oferecida pelo GPR, possibilitou uma boa
caracterização das radar fácies. Dentre estas ferramentas, destaca-se ainda:
Utilização de diferentes escalas de visualização, ou seja, a possibilidade de
comprimir ou expandir as seções de GPR, seja no tempo, seja em distância, facilita
a identificação de refletores mais contínuos, como por exemplo: a calha dos canais,
níveis de erosão, e até mesmo corpos de menor magnitude com os leques de
extravasamento (washover fans);
O uso de paletas de cores diferentes, nas quais é possível modificar a distribuição
das cores, ressaltando ou ofuscando determinados intervalos de tempo
(histograma);
Os padrões de exibição wiggle e área variável (VA) facilitam a identificação dos
padrões de reflexão, como: os donwlap, onlap, sigmóides, etc.
Com base nos critérios acima, foi possível identificar e correlacionar os padrões de
reflexão no radagrama (denominados aqui de radar fácies) às estruturas sedimentares preservadas
no subsolo e, conseqüentemente, identificar os processos sedimentares atuantes no passado, assim
76
como as fácies sedimentares geneticamente relacionadas (modelos preditivos baseados em Walker,
1992; Davis, 1994; Galloway and Robday, 1996, entre outros), representadas por:
A) Radar Fácies 01: Área Submersa próximo a Praia (shoreface ou Nearshore)
Nas seções de GPR orientadas a 60°Az (GPR-01 e GPR-02), é possível identificar
refletores relativamente contínuos, formando pequenas cristas e depressões (tipo barras de
longshore). Comumente, ocorrem intercalações destes refletores com um segundo grupo, (porção W
da Linha AY-03) caracterizado pela formação de cumes assimétricos, cuja face voltada para o mar é
mais íngreme, evidenciando uma paleocorrente para o quadrante W. Estas feições podem ser
visualizadas na prancha 4.06, na área destacada com um retângulo, cuja interpretação foi adicionada
no detalhe ampliado.
Num maior detalhamento destes refletores (retângulo ampliado na Prancha 4.06), pode-se
interpretar padrões de truncamento que podem ser relacionados, respectivamente, ao sistema de
barras de longshore. Nestas, é possível interpretar megaripples em um corte transversal (linhas AY03, LT-04) e oblíquo (linhas GPR-01 e GPR-02) que, em conjunto, formam padrões de reflexão do
tipo estratificações cruzadas correlacionáveis aos modelos teóricos das sandwaves.
É possível interpretar estas fácies do radagrama como uma zona de shoreface que, por
definição, estende-se desde o nível da maré baixa, em direção ao mar, até o nível de base das ondas
em tempo bom, ou seja, é uma área constantemente submersa. Em geral, pode ser caracterizada
através das barras de longshore e sandwaves. As primeiras são assimétricas com a face mais
íngreme voltada para o continente, e as últimas indicam a direção da corrente de deriva litorânea
(ampliação do retângulo na Prancha 4.06).
O registro desta radar fácies não é constante em todas as seções, ou seja, ocorre apenas em
algumas das seções (já citadas acima), de modo que não se pode afirmar categoricamente sua
existência. Talvez num futuro próximo, a realização de uma nova aquisição 2D com uma malha
mais densa ou um levantamento 3D possa validar ou não sua existência.
B) Radar Fácies 02: Fácies de canal de maré (Inlets)
Geologicamente, os modelos preditivos para um canal de maré, baseado em autores como
Walker (1992), Davis (1994), McCubbin (1982 in Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG),
entre outros, admitem que este corresponde a uma passagem praticamente permanente entre as ilhas
barreiras, que permite a entrada da água do mar nas baías ou lagunas durante a maré cheia e a sua
saída durante a maré vazante, por isso tende a não acumular muitos sedimentos diretamente. A
sedimentação nos canais de maré é essencialmente dominada pelo fluxo bidirecional das marés,
77
originando três elementos primários para a sua caracterização: a forma da calha do canal, estruturas
sedimentares tipo estratificações cruzadas indicando fluxo bidirecional, e seus deltas de maré
enchente e vazante (Davis, 1994).
De modo geral, os canais de maré estão lateralmente relacionados às planícies de maré
(rever figura 3.19 e 3.20). Segundo Davis (1994), as variações na morfologia do canal de maré se
devem a relativa influência dos processos ondulatórios e por processos de maré. Em costas
submetidas ao regime de micro maré, os canais de maré tendem a ser amplamente espaçados e
efêmeros, migrando segundo a direção da corrente de deriva litorânea, desenvolvendo padrões
erosivos nas margens de deriva inferior (downdrift margin), acompanhado pela elongação do spit na
margem de deriva superior (updrift margin). Já os canais de maré, desenvolvidos sob um regime de
mesomaré, estão sujeitos a uma migração menos intensa na direção da corrente de deriva litorânea,
porém aumentando a espessura e podendo se tornar um local de maior acumulação e preservação de
areia (Hoyt e Henry, 1967 in Galloway e Hobday, 1996).
Com o aumento da influência das ondas, especialmente as depressões geradas pelas ondas
associadas às correntes de deriva litorânea junto ao canal de maré, o canal aumenta a sua
instabilidade fazendo com que ocorra a migração deste, com sigmóides “progradantes”, tipicamente
na mesma direção da corrente de deriva litorânea (Figura 4.07). O resultado final é uma migração
da porção próxima ou voltada para o mar do canal de maré e subseqüente acumulação de
sedimentos sobre a plataforma do spit (Hayes, 1980 in Davis, 1994). Segundo Davis (1994), a
seqüência estratigráfica, descrita pelos sigmóides, presentes na plataforma do spit, assemelha-se às
seqüências de barras em pontal, desenvolvidas nos sistemas fluviais tanto nas estratificações
cruzadas quanto na tendência ascendente, diferenciando-se destas apenas pelo fato de conter uma
assembléia de textura fina alternada, traços fossilíferos distintos, e estratificações indicando fluxo
bidirecional (tipo flaser, wavy e lenticulares) além de laminações de ripples.
78
Figura 4.07 – Modelo esquemático para a migração lateral de um canal de maré. (i)
relaciona as fácies (A) em mapa, e em (B) em perfil, além de simular uma Seção (C)
colunar com o empilhamento estratigráfico típico de uma Ilha Barreira.(Davis, 1994). (ii)
Detalhe da estruturação interna das barras de acresção lateral dos canais (semelhante às
barras em pontal do sistema Fluvial – Davis, 1994).
79
Nas seções de GPR exibidas na prancha 4.07, esta radar fácies está caracterizada por:
refletores contínuos que configuram a calha principal dos canais (retângulos vermelhos); padrões de
espessamento divergente (retângulos amarelos), associados a superfícies de truncamento e
terminações em onlap e sigmoidais progradantes em donwlap e toplap (retângulos verdes). Em
adição, o padrão de reflexão dos sedimentos ou rochas sedimentares que preenchem o canal se
distingue das suas vizinhanças, mostrando uma queda nas amplitudes (menor granulometria? Fração
argila e argilominerais depositados?).
É notória a repetição, ou melhor, o empilhamento vertical destas fácies no eixo do tempo,
além de uma relativa persistência na localização associada a uma diminuição da magnitude da
calhas dos canais em direção à superfície, ou seja, as calhas dos canais tendem a se estreitar na
proporção em que os tempos de chegada diminuem seu valor. Provavelmente, este fato se deve a
um processo de fechamento progressivo do canal (Prancha 4.07, linhas GPR-01 e AY-03).
Uma ampliação da seção AY-03 ilustra a repetição ordenada dos foresets, interpretadas
como seqüências de maré (Tidal Bundles sequences), que em adição revelam os períodos de marés
de sizígia e quadratura. Ademais, nota-se a predominância do fluxo no sentido da maré vazante,
como mostra a seção AY-03 nos retângulos rosa da prancha 4.07.
Os refletores que definem a calha principal dos canais e dos seus respectivos
preenchimentos possuem continuidade lateral tanto nas seções ortogonais às linhas orientadas a
150°Az (LT-04 e LT-05), quanto à linha AY-03 (260° Az), que evidenciam padrões de
estratificação cruzada, tipo “espinha de peixe”, indicando fluxo bidirecional típico dos canais de
maré (retângulos laranja na Prancha 4.08), além de superfícies de truncamento destas estruturas, que
podem evidenciar um processo de mudança momentânea do curso do canal (retângulos verdes na
prancha 4.08).
A interpolação em uma malha dos mapas de tempo, ambos eximidos na prancha 4.09,
evidenciam um padrão de assimetria das calhas destes canais, ou seja, em geral, mostram gradientes
mais fortes na extremidade NW e gradientes mais fracos na porção SE, evidenciando o padrão
assimétrico da calha do canal, além de assumirem uma direção preferencial NE-SW.
Com base nos critérios acima, pode-se interpretar esta fácies do radagrama como uma
seqüência de canais de maré empilhados verticalmente ao longo do tempo.
C) Radar Fácies 03: Ante-Praia ou Estirâncio (foreshore)
De acordo com os modelos conceituais, a zona de estirâncio é delimitada pelo nível de
maré alta e de maré baixa, além de ser acompanhada pelo aumento da energia do fluxo e diminuição
das manifestações biológicas. Normalmente, esta exibe condições de regime de fluxo superior, com
80
estratificações planares, ou até mesmo, desenvolvendo antidunas, especialmente em zonas de baixogradiente topográfico e de granulometria mais fina. Algumas discordâncias de baixo ângulo podem
estar presentes representando o ajuste da praia às mudanças no regime de onda ou oscilações na
quantidade de sedimento fornecido (Clifon, 1969; in Galloway and Hobday, 1996). Além disso,
mostra predominantemente estratificações plano paralelas mergulhando em direção ao mar, com
ângulo de mergulho oscilando entre 2° a 10°.
Nas seções de GPR (GPR-01, GPR-02, AX-17, LT-02 a LT-01, assim como AX-01 a AX05), ocorrem refletores contínuos, comparáveis à Zona de Estirâncio, uma vez que esses se
estendam por mais de 30 m, sempre mergulhando para o mar com ângulos entre 2° e 8°. Exibe
padrões de reflexão tipo lenticular a tabular ondulado bem marcados em todas as seções. Um
exemplo dessa radar fácies está ilustrado na prancha 4.10a, destacadas pelo retângulo Azul.
Percebe-se, também, a ocorrência de superfícies de truncamento erosional que funcional como
linhas de tempo, separando os episódios mais marcantes do recuo gradativo da linha de costa,
identificados nas seções da prancha 4.10a pelos horizontes de cor púrpura.
A interpolação em uma malha do mapa de tempo gerado em função do horizonte mais
expressivo dessa radar fácies (Zona de Estirâncio) evidencia um gradiente suave mergulhando em
direção ao mar, como mostra a prancha 4.10b. Em adição, pode-se inferir a existência de pelo
menos um sistema de cristas e canaletas a partir da interpolação, semelhante ao processo atual
evidenciado na figura 3.10 (prancha 4.10b).
D) Radar Fácies 04: Leques de Lavagem ou de Extravasamento (Washover Fans)
De acordo com os modelos preditivos (Walker, 1992; Davis, 1994), os leques de lavagem
(washover fans) são feições arenosas resultantes da erosão sobre a linha de barreira, as quais são
transportadas e depositadas na forma de leques na porção posterior das ilhas barreiras e/ou spits.
São típicos de marés de tempestade e, por isso são depositados sob regime de fluxo superior,
apresentando estratificações plano-paralelas, obrigatoriamente unidirecionais e voltadas para o
continente. Comumente, estão associados a canais de maré abandonados.
Em geral, Os foresets se alternam com concentrações de minerais pesados, fragmentos de
carapaças, entre outros. Na porção mais distal, aparecem voltados para o continente e mais
íngremes, quando encontram uma lagoa ou laguna, formando estratificações cruzadas frontais
devido à migração da crista frontal. Normalmente, são bastante extensos (na ordem de dezenas de
metros) e pouco espessos (na ordem de cm) individualmente, embora o empilhamento de sucessivos
episódios de washover possa resultar em um ou mais leques compostos, da ordem de poucos metros
de espessura.
81
A repetição do fenômeno tempestivo pode levar à formação de uma cicatriz nas barreiras,
funcionando como um canal preferencial durante as tempestades. Em várias áreas, os leques de
washover mostram uma seqüência estratigráfica vertical, cujo contato basal tende a ser brusco e
pode mostrar algumas superfícies polidas ou lavadas pela água. A porção inferior dessa seqüência
pode ter alguns restos de carapaças ou grãos terrígenos com granulometria decrescente para cima. A
porção superior é comumente escavada e pode mostrar desenvolvimento de solos. A figura 4.08
ilustra a geometria interna dos leques de washover numa seção paralela à direção de transporte
sedimentar.
Figura 4.08 – Perfil esquemático de um leque de washover. No corte A-A’, os foresets são
mais íngremes na parte frontal do leque, devido à desaceleração do fluxo de sedimentos na
frente do leque de washover, quando encontra a lâmina d’água (Lagoa ou Laguna). Esta,
provavelmente, é a situação que ocorreu na área de estudo. Fonte: McCubbin, – 1982 in
Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG.
82
Nas seções de GPR (GPR-01, GPR-02, AX-17 e LT-03), exibidas na prancha 4.11,
ocorrem reflexões oblíquas e subparalelas, em média, com 6 m de extensão e cerca de 1,5 a 2 m de
altura, que mergulham em direção ao continente com um ângulo aproximadamente entre 20° a 30°
destacadas pelos retângulos pretos. Estes refletores podem ser interpretados como sendo as
terminações frontais de um leque de lavagem (washover fans). A porção mais distal, embora não
tenha sido registrada nos radagramas, provavelmente porque a atuação dos processos costeiros
atuais já retrabalhou (erodiu) este registro, é caracterizada por mergulhos de ângulo mais baixo (2° a
4°) tipicamente voltados para o mar (rever figura 4.08).
Os ângulos de 20° a 30°, encontrados nas porções frontais desta fácies, podem ser
explicados pela provável existência de uma pequena lagoa, formada num vale interdunar, à frente
dos leques de extravasamento. Os modelos conceituais, encontrados na literatura – Walker (1992) e
principalmente McCubbin, (1982 in Sholler and Spearing, 1982 – Memoir31/AAPG) –, evidenciam
que estes mergulhos acentuados são decorrentes da presença de uma lâmina d’água defronte aos
foresets frontais do leque de washover. Possivelmente, uma lagoa interdunar que possa ter existido
durante um período de ascensão do nível hidrostático.
E) Radar Fácies 05: Dunas
É comum encontrar discordâncias nos depósitos (subfácies) dunares, em geral, reveladas
por uma superfície de discordância, indicando um lapso de tempo na deposição do material,
caracterizando dunas de gerações diferentes. O mecanismo clássico de controle na sedimentação
das dunas costeiras é a flutuação do lençol freático, que forma superfícies de truncamento devido à
ação coesiva da água, unindo os grãos molhados e deixando livres para serem transportados pelo
vento os grãos secos, situados acima do novel do lençol, formando assim uma superfície plana. A
repetição cíclica desse processo formará superfícies de truncamento planas e paralelas entre si.
Nas seções de GPR da prancha 4.12 as dunas estão bem representadas por padrões de
reflexão paralelos, relacionados aos foresets das dunas, que apresentam migração de E para W; e
cunhas e acanalamentos da ordem de 15 a 30 m de extensão, relacionados às dunas fixas observadas
na superfície. Estas são caracterizadas por formas de leito assimétricas e padrão de migração de NE
para SW.
Não foi possível obter uma correlação lateral mais coesa entre as superfícies de reativação
das dunas assim como das suas formas de leito, devido ao grande espaçamento entre as seções de
GPR, impossibilitando assim a geração de um mapa de tempo e de uma interpolação correta destas
dunas; que poderiam evidenciar suas dimensões e formas de leito.
83
Prancha 4.06: Shoreface
84
Prancha 4.07: Fácies de Canal de Maré (Calha e Peenchimento)
85
Prancha 4.08: Fácies de canal (AY-03 e Zoom dos Tidal Bulbles)
86
Prancha 4.09: Fácies de Canal (Mapas de tempo e Gridagem)
87
Prancha 4.10: Antepraia ou Estirâncio
88
Prancha 4.11: Leques de Washover
89
Prancha 4.12: Dunas
90
F) Nível Hidrostático, Superfície de Erosão e Limitações da Interpretação
Embora tenha sido possível identificar e correlacionar os padrões de reflexão às estruturas
internas e formas geométricas das fácies sedimentares, existentes no subsolo da região estudada, é
necessário observar que a falta de uma malha mais densa de seções de GPR dificulta a correlação
lateral de algumas estruturas internas das fácies sedimentares. Este fato não impede a interpretação
correta do empilhamento estratigráfico, mas pode se tornar deficiente, caso o objetivo do trabalho
seja, por exemplo, um modelamento detalhado da geometria das fácies, visando à obtenção de
parâmetros petrofísicos aplicáveis na simulação de análogos de reservatórios.
Outra limitação bastante expressiva é a perda de resolução em função do aumento de
profundidade que, somados aos efeitos de condutivos da água, em especial, da cunha de água
salgada que ocorre nas extremidades das seções 150°Az (GPR-01, GPR-02 e AX-17), se traduzem
em padrões de reflexão difusos com tons medianos, que prejudicam a continuidade dos refletores
mais profundos. Por esse motivo, a interpretação se limitou a aproximadamente 250 ns (tempo
duplo), o que corresponde à cerca de 15 m de profundidade, no máximo. Esta limitação na
profundidade de penetração impossibilita visualização de canais mais profundos, muito embora
ocorram registros de refletores contínuos e bem marcados que, possivelmente, representem calhas
mais profundas (Prancha 4.13).
Em todas as seções de GPR o nível do lençol freático (nível hidrostático –refletor de cor
azul em todas as seções), na área imageada pelo radar, ocorre como um pico de amplitude subhorizontal que trunca os demais refletores. Embora o nível do lençol freático seja lateralmente
contínuo, nas fácies onde a granulometria é relativamente maior, como por exemplo na zona de
estirâncio, os picos de amplitude dos refletores se confundem com o as reflexões do nível
hidrostático. Este efeito prejudica a individualização do nível hidrostático dos demais refletores e
provavelmente se deve a uma maior proximidade entre os valores de amplitude oriundos do nível
hidroatático e das laminações de praia (de maior granulometria – maior energia). O efeito inverso
ocorre nas porções relacionadas a granulometria mais finas (menor energia?), nas quais o pico de
amplitude do nível hidrostático é bem individualizado (prancha 4.13).
Outro refletor de grande importância e extensão nas seções é o nível de erosão (refletor de
cor púrpura em todas as seções) que ocorre em todas as seções, separando as fácies de canal das
demais fácies estratigraficamente acima. Este nível de erosão pode ocorrer, ora truncando o nível
hidrostático (abaixo ou acima), ora coincidindo com ele, o que sugere que o nível hidrostático não
atuou como nível base de erosão na área de estudo.
91
Prancha 4.13: Cunha de água Salina e Indícios de outros Canais
92
Capítulo V:
INTEGRAÇÃO DE
DADOS E MODELO
EVOLUTIVO
93
V - INTEGRAÇÃO DE DADOS E MODELO EVOLUTIVO
O mapeamento geológico realizado conjuntamente com Zuleide M.C. Lima (doutoranda do
PPGG/UFRN), realizado na área de Galos, mostrou que essa área é caracterizada por feições
geomorfológicas representadas por praias, recifes (Beachrocks), planícies de deflação, mangues,
dunas, canais de maré e planícies de inter-maré, sendo complexa a relação espacial e temporal entre
essas feições. A configuração atual dessas feições, ou melhor, destas fácies sedimentares é resultado
de uma atuação conjunta dos processos costeiros (ondas, marés, correntes e ventos), atuantes na
região (rever prancha 3.02). A análise de fotografias aéreas 1:40.000 e 1:60.000, datadas de 1954,
1967, 1988, juntamente com as fotografias de pequeno formato (de ultraleve e do solo), permitiram
identificar quais são e como atuam os processos costeiros, como por exemplo: os padrões de
corrente de deriva litorânea (E-W a ESE-WNW), ventos (E-W ou SE-NW) e correntes de maré , que
demonstram uma predominância da corrente de maré vazante. Outro resultado obtido, a partir das
fotografias, foi a delimitação das fácies sedimentares, corroborados pelos pontos de GPS coletados
na etapa de campo. Em seguida, a análise dos produtos de imagem e fotografias aéreas permitiu
identificar a correlação entre os alinhamentos de feições geológicas recentes em superfície e
subsuperfície (campos de dunas, trechos de drenagem, e Sandwaves, respectivamente), aos
alinhamentos regionais do Sistema de Falhas de Carnaubais, sugerindo assim um condicionamento
tectônico para a costa de Galinhos. Embora este fato seja evidente em fotografias e imagens de
satélite, na área de estudo (Galos), não foram encontradas evidências claras deste condicionamento
tectônico devido à intensa atuação dos processos sedimentares na costa, em especial sobre os
Beachrocks.
O levantamento geofísico cujos resultados foram aqui apresentados possibilitou o
mapeamento em escala de detalhe das fácies sedimentares preservadas no subsolo da área de
estudo, culminando com a proposição de um modelo evolutivo para a área com três fases principais:
fácie de canal, fácie de praia e campo de dunas, com episódios intercalados de leques de washoves.
Para tanto, critérios de interpretação foram importados (adaptados) da sismoestratigrafia, como os
padrões de truncamento (superfícies erosionais e de reativação) e terminação (onlap, dowlap,
sigmóides progradantes, etc.), culminado na identificação e correlação das radar fácies (semelhante
à definição de sismofácies) às estruturas sedimentares, geometria e dimensão dos depósitos, ou
melhor, das subfácies que compõem o substrato da área de estudo. Conseqüentemente, a
interpretação das radar fácies como fácies e/ou subfácies possibilitou estabelecer um empilhamento
vertical e correlação lateral de fácies, geneticamente relacionadas a um sistema deposicional de
ilhas barreiras, materializado a partir da identificação das fácies de canal de maré nas seções de
94
GPR (na GPR-01, GPR-02, LT-04 e LT-05, é possível visualizar critérios como a forma da calha,
estratificações cruzadas tipo espinha de peixe, barras de acresção lateral na borda do canal, etc.).
Dessa forma, com base no empilhamento e na correlação lateral de fácies, foi possível
reconstruir um modelo evolutivo para a paleogeográfia da área em estudo, que pode ser extrapolado
para todo o spit de Galinhos. O modelo evolutivo para a área de estudo (prancha 5.01) sugere o
seguinte: inicialmente, existiam condições de sedimentação em um contexto submerso (Shoreface),
no qual foram formadas e posteriormente preservadas sandwaves e barras de longshore,
relacionadas a radar fácies 01. Como já foi mencionado no decorrer do trabalho, o registro desta
radar fácies não é constante em todas as seções, ou seja, ocorre apenas em algumas das seções (já
citadas acima), de modo que não se pode afirmar categoricamente sua existência. Talvez, num
futuro próximo, a realização de uma nova aquisição 2D com uma malha mais densa ou um
levantamento 3D possa validar ou não sua existência. Entretanto, caso exista de fato um shoreface
na base da história evolutiva da área estudada, pode-se ter uma indicação de que o spit de galinhos
ainda não havia se formado.
A relação temporal entre este possível shoreface e as fácies de canal de maré (Radar fácies
02) é um tanto quanto confusa, pois não foram identificados padrões de truncamento ou superfícies
de erosão entre estas fácies, sugerindo assim uma gradação lateral entre ambas as fácies. Em termos
estratifgráficos, o que se percebe é um recuo da linha de costa (progradação) e implantação de um
spit, provavelmente por uma mudança no nível base de erosão regional (tectonismo?), fazendo com
que a região de galinhos se tornasse uma área receptora de sedimentos trazidos pela corrente de
deriva litorânea (desequilíbrio no balanço sedimentar).
Em particular, as fácies de canal de maré são muito bem caracterizadas (radar fácies 02),
mostrando além das calhas dos canais, estruturas tipo espinhas de peixe (fluxo bidirecional das
marés), barras de acresção lateral nas bordas dos canal, entre outros. A progressão lateral destes
canais sugere uma migração de E para W da calha principal deste canal, seguida pelo processo de
abandono e seu conseqüente preenchimento por sedimentos, provavelmente mais finos, devido à
perda de velocidade do fluxo de água; tal processo de preenchimento se traduz em padrões
divergentes de preenchimento nas seções de GPR. Em geral, as calhas dos canais apresentam um
trend NE-SW, às vezes, desenvolvendo meandros, mas mantendo sempre um alinhamento paralelo
ao trend regional do sistema de falhas de Carnaubais a Oeste da Galos. Outro fato interessante é a
coincidência persistente entre a forma assimétrica da calha principal do canal, os modelos regionais
de assimetria de blocos e padrão estrutural impresso nos beachrocks de São Bento do Norte e
Caiçara do Norte, propostos por Caldas (1998). No entanto, não foram encontrados padrões de
estruturação tectônica nem em afloramento ou em seção de GPR. A explicação é: ou não existem,
95
ou não foram mapeadas pelo radar, pois a aquisição e processamento foram direcionados para o
mapeamento em alta resolução das fácies sedimentares. É válido acrescentar, também, que a falta
de uma malha 2D mais densa ou uma aquisição 3D desfavorecem o mapeamento destas estruturas,
ou ainda, o registro destas falhas pode não estar impresso nos sedimentos do spit, mas
provavelmente estão impressos nas porções continentais (próximo ao Município de Guamaré, por
exemplo).
Logo acima da fácies de canal, ocorre uma zona de estirâncio (atual), delimitada na base
por uma superfície de erosão (discordância), marcando assim um novo período de transgressão
marinha. Este nível de erosão trunca a fácies de canal em toda a sua extensão nas seções de GPR, às
vezes, coincidindo com o pico de reflexão oriundo do lençol freático, ora truncando este refletor.
No topo, o contato da zona de estirâncio com as dunas é gradacional. A interpretação das seções de
GPR sugere duas direções principais de migração para as dunas: de E para W, e de NE para SW. As
dunas que migram de E para W, parecem ser mais antigas, estratigraficamente abaixo das dunas que
migram de NE para SW.
Por conseguinte, a prancha 5.01 ilustra o modelo de migração de uma barreira e sua
correlação lateral com as demais fácies sedimentares que compõem o sistema deposicional de ilhas
barreiras, segundo Galloway and Hobday (1996). Este modelo pode ser comparado às seções de
GPR na área de Galos-RN, funcionando como guia para a construção do modelo paleogeográfico
daquela área, podendo ser extrapolado para toda a região de Galinhos-RN.
96
Prancha 5.01: Modelo evolutivo.
97
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Relatório de Graduação - Centro de Ciências Exatas e da Terra

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