UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ
INSTITUTO DE CIÊNCIAS DO MAR
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS MARINHAS TROPICAIS
KATIA DE JULIO
A PONTA DE JERICOACOARA E SEU POTENCIAL COMO SÍTIO GEOLÓGICO
DO BRASIL NO PATRIMÔNIO MUNDIAL (WORLD HERITAGE COMITEE –
UNESCO)
FORTALEZA
2012
KATIA DE JULIO
A PONTA DE JERICOACOARA E SEU POTENCIAL COMO SÍTIO GEOLÓGICO DO
BRASIL NO PATRIMÔNIO MUNDIAL (WORLD HERITAGE COMITEE – UNESCO)
Dissertação apresentada à coordenação de PósGraduação em Ciências Marinhas Tropicais do
Instituto de Ciências do Mar da Universidade
Federal do Ceará, como parte dos requisitos
para obtenção do grau de mestre em Ciências
Marinhas Tropicais. Área de concentração:
Utilização e Manejo de Ecossistemas
Marinhos e Estuarinos.
Orientador: Prof. Dr. Luís Parente Maia.
FORTALEZA
2012
KATIA DE JULIO
A PONTA DE JERICOACOARA E SEU POTENCIAL COMO SÍTIO GEOLÓGICO DO
BRASIL NO PATRIMÔNIO MUNDIAL (WORLD HERITAGE COMITEE – UNESCO)
Dissertação apresentada à coordenação de PósGraduação em Ciências Marinhas Tropicais do
Instituto de Ciências do Mar da Universidade
Federal do Ceará, como parte dos requisitos
para obtenção do grau de mestre em Ciências
Marinhas Tropicais. Área de concentração:
Utilização e Manejo de Ecossistemas
Marinhos e Estuarinos.
Aprovada em ___/___/___.
BANCA EXAMINADORA
________________________________________
Prof. Dr. Luís Parente Maia (Orientador)
Instituto de Ciências do Mar – LABOMAR – UFC
_________________________________________
Prof. Dr. Christiano Magini
Universidade Federal do Ceará – UFC
________________________________________
Prof. Dr. Eugênio Marcos Soares Cunha
Universidade Federal do Rio Grande do Norte – UFRN
A Deus
Aos meus pais
À minha irmã
AGRADECIMENTOS
Agradeço ao Prof. Dr. Luis Parente Maia pela oportunidade de realizar esta
pesquisa, pela orientação, revisão e pelas sugestões dadas durante todo o trabalho. Realmente,
as nossas conversas abriram minha mente para o tema em questão e enriqueceram o trabalho.
Agradeço a ajuda dada pelo Prof. Dr. Christiano Magini e pelas inestimáveis
sugestões, explanações, medições de campo e empréstimo de material, que foram essenciais
para a realização desta pesquisa.
Agradeço ao Prof. Dr. Eugenio Soares Cunha pelas sugestões, correções e pela
disposição de comparecer à banca.
Agradeço muito a revisão do Dr. Reginaldo Lima Verde Leal que ajudou a
melhorar o texto e as figuras, e também pelo empréstimo de material.
Sou muito grata aos colegas do Laboratório de Dinâmica Costeira (LABDIC) do
Instituto de Ciências do Mar (Labomar/UFC) pelas sugestões e explicações. Agradeço
especialmente aos que me ajudaram em pesquisas de campo e na etapa de gabinete, o geólogo
Gleidson Gastão e o graduando em Oceanografia Rodolfo Alves Teixeira.
Agradeço aos colegas do mestrado (e doutorado) pelo apoio, entre eles, Elana
Medeiros, Ana Flávia Pantalena, Glacianne Maia, Mariana Navarro, Renan Lima e Roseline
Torres.
Agradeço à FUNCAP pela concessão da bolsa para auxílio na pesquisa.
Agradeço a todos do Instituto de Ciências do Mar que de alguma forma
contribuíram para este trabalho.
Especialmente agradeço a cooperação de meus pais, Dimas e Marcia, que
colaboraram em mais de uma etapa de campo e de minha irmã, Andressa, que, mesmo longe,
contribuiu com sugestões e muito apoio.
Agradeço a alguns familiares e amigos que também me apoiaram, entre eles,
Sandra, Nikolas, Larissa, Wander, Anderson, Viviane, Lourdes, André, Fábio e Priscila.
RESUMO
O Parque Nacional de Jericoacoara contempla afloramentos rochosos neoproterozoicos e
feições erosivas quaternárias que podem constituir um patrimônio tectono-estrutural e
geomorfológico mundial junto à UNESCO. Também abriga um extenso campo de dunas com
grandes barcanas comparáveis às de Marte. Foram realizadas medições de dados estruturais
nos quartzitos da Formação São Joaquim, que aflora na ponta de Jericoacoara, para
compreender suas fases de deformação; levantamento altimétrico das feições erosivas
costeiras, estampadas nos quartzitos, a fim de estabelecer suas relações com níveis marinhos
pretéritos; e levantamento topográfico na maior duna da área, a fim de conhecer sua
morfologia e seu papel como reguladora da dinâmica sedimentar costeira. O estudo dos
quartzitos auxilia na reconstrução da evolução geológica do promontório em que estão
inseridos. Os tipos litológicos mais frequentes incluem quartzitos e itabiritos (Formação São
Joaquim) resultantes do dobramento e redobramento de arenitos da margem continental do
Supercontinente Gondwana por ocasião do fechamento entre os Crátons Amazônico, WAfrica e São Francisco-Congo. O intenso fraturamento da área é um reflexo da mudança de
regime tectônico de dúctil para rúptil por ocasião da abertura do Oceano Atlântico durante a
divisão do Pangea. As feições erosivas de origem marinha auxiliam a reconstrução do nível
antigo do mar e demonstram que em várias fases (transgressivas e regressivas) do Quaternário
se deu o modelamento atual desta praia, resultando em cavernas, arcos e pilares marinhos,
plataformas rochosas, entre outras. A paisagem originada lhe rende o título de uma das praias
mais bonitas do mundo. Em função disso, houve o incremento da atividade turística e,
consequentemente, do tráfego de pessoas e veículos, que precisa ser controlado para assegurar
a preservação de seus recursos naturais para o usufruto público e para a pesquisa científica.
Palavras-chave: Jericoacoara, quartzito, erosão marinha, Quaternário, dunas.
ABSTRACT
Jericoacoara National Park comprises Neoproterozoic outcrops and Quaternary erosion
features that may constitute a tectonic structural and geomorphological UNESCO World
Heritage site. It also includes an extensive dune field with large barcans comparable to those
of Mars. Measurements were performed in the São Joaquim Formation quartzite, which
outcrops on the edge of Jericoacoara, in order to understand its deformation phases. A survey
was made using an altimeter in coastal erosion features, also located at the end of the
promontory, to establish their relationship with past sea levels. Topographic measurements
were made on the largest dune of the area with the purpose of knowing its dimensions and
role as regulator of coastal sediment dynamics. The study of quartzites assists the
reconstruction of the geological evolution of that headland. The most common rock types
include quartzite and itabirite (São Joaquim Formation) resulting from the folding and
refolding of sandstones of the continental margin of Gondwanaland during the closure
between the Amazonian, W-Africa-Congo and San Francisco Cratons. The intense fracturing
of the area is a reflection of the change in tectonic regime from ductile to brittle at the opening
of the Atlantic Ocean during the division of Pangea. The marine erosion features help to
rebuild the former levels of the sea and demonstrate it took several Quaternary stages
(transgressive and regressive) for that beach to acquire its current modeling, resulting in
caves, sea natural arches and stacks, rocky shores, among others. The resulted landscape has
received the title of one of the most beautiful beaches in the world. As a result, there has been
an increase in tourism and, consequently, in the traffic of people and vehicles, which must be
controlled to ensure the preservation of its natural resources for public enjoyment and
scientific research.
Keywords: Jericoacoara, quartzite, erosion features, Quaternary, dunes.
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................... 12
1.1 Localização ......................................................................................................................... 14
1.2 Justificativa ......................................................................................................................... 16
1.3 Objetivos............................................................................................................................. 16
2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA ........................................................................................ 17
2.1 Geologia regional ............................................................................................................... 17
2.2 Geomorfologia regional ...................................................................................................... 24
2.3 Clima .................................................................................................................................. 25
2.3.1 Precipitação e temperatura .............................................................................................. 28
2.3.2 Ventos .............................................................................................................................. 30
2.4 Vegetação ........................................................................................................................... 32
3 MATERIAIS E MÉTODOS.................................................................................................. 34
3.1 Levantamento bibliográfico ................................................................................................ 34
3.2 Etapa de campo ................................................................................................................... 34
3.3 Etapa de gabinete ................................................................................................................ 37
4 RESULTADOS E DISCUSSÕES ......................................................................................... 39
4.1 Geologia da Ponta de Jericoacoara ..................................................................................... 39
4.2 Evolução tectônica da área ................................................................................................. 47
4.3 Paleoclima quaternário ....................................................................................................... 52
4.4 Paleoníveis marinhos na Ponta de Jericoacoara ................................................................. 56
4.4.1 Processos de formação .................................................................................................... 61
4.5 Dinâmica de dunas.............................................................................................................. 64
4.5.1 Classificações de dunas ................................................................................................... 67
4.5.1.1 Barcanas ....................................................................................................................... 70
4.6 Características das dunas de Jericoacoara .......................................................................... 74
4.7 Relação entre as feições e as idades quaternárias ............................................................... 82
4.8 Vulnerabilidade e medidas de proteção existentes ............................................................. 89
5 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ............................................................................. 94
6 REFERÊNCIAS .................................................................................................................... 97
12
1 INTRODUÇÃO
A UNESCO (United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization),
Organização das Nações Unidas para a Educação, a Ciência e a Cultura, trabalha para criar
condições para o diálogo entre civilizações, culturas e povos, com base no respeito pelos
valores partilhados. Um de seus grandes objetivos é mobilizar os conhecimentos da ciência
e da política para alcançar o desenvolvimento sustentável do mundo. Em 1972, a Conferência
Geral da UNESCO adotou uma Convenção concernente à Proteção Mundial Cultural e
Natural, cujo objetivo é o de reconhecer sítios culturais e naturais de âmbito mundial, de
excepcional interesse e valor universal tal que sua proteção seja considerada responsabilidade
de toda a humanidade. O organismo de cooperação internacional é o Comitê do Patrimônio
Mundial (World Heritage Committee - WHC), composto de 21 representantes de EstadosParte da Convenção de Proteção do Patrimônio Mundial Cultural e Natural eleitos em
Assembleia Geral, entre as mais de 100 nações que firmaram a Convenção. Os Sítios do
Patrimônio Mundial são classificados em duas categorias principais, uma cultural e outra
natural, esta última incluindo a Geologia e a Paleobiologia. Eles são bastante seletivos e
estritamente limitados em número.
Entre 1989 e 90 deu-se início à elaboração de uma lista indicativa de sítios
geológicos do mundo (Database on Geological Sites), o que resultou no inventário de
algumas centenas de sítios geológicos de excepcional valor mundial. O Patrimônio Mundial
(World Heritage) dispõe de uma chamada Lista Indicativa (Tentative List) mais ampla, que é
um inventário dos atributos que cada Estado-Parte tenciona considerar para indicação nos
próximos anos. Os Estados-Parte são estimulados a enviar em suas Listas Indicativas as
propriedades ou sítios que eles consideram ser patrimônio cultural e/ou natural de notável
valor mundial e, por isso, passíveis de inclusão na Lista do Patrimônio Mundial. Com relação
aos sítios geológicos, a IUCN (International Union for the Conservation of Nature) orienta a
decisão final do Comitê do Patrimônio Mundial (Estados-Parte), com o apoio de avaliações
técnicas da IUGS (International Union of Geological Sciences), com base em indicações a ele
sugeridas.
No final de 1993, o DNPM (Departamento Nacional de Produção Mineral) foi
convidado a apoiar o Grupo de Trabalho de Sítios Geológicos e Paleobiológicos do
Patrimônio Mundial, com propostas do Brasil para a Lista de Dados Global de Sítios
Geológicos da IUGS (Geosites). Assim, no âmbito do DNPM, foi criado Grupo de Trabalho
Nacional de Sítios Geológicos e Paleobiológicos.
13
Em março de 1997, o DNPM promoveu a reunião de diversas instituições para
uma participação brasileira mais ampla no Grupo de Trabalho. Assim, foi instituída a
Comissão Brasileira dos Sítios Geológicos e Paleobiológicos - SIGEP, hoje representada por
diversas instituições: Academia Brasileira de Ciências - ABC, Associação Brasileira para
Estudos do Quaternário - ABEQUA, Departamento Nacional de Produção Mineral - DNPM,
Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística - IBGE, Instituto Brasileiro do Meio Ambiente e
dos Recursos Naturais Renováveis - IBAMA, Instituto do Patrimônio Histórico e Artístico
Nacional - IPHAN, Petróleo Brasileiro S.A. - PETROBRÁS, Serviço Geológico do Brasil CPRM, Sociedade Brasileira de Espeleologia - SBE, Sociedade Brasileira de Geologia - SBG,
Sociedade Brasileira de Paleontologia - SBP, Instituto Chico Mendes de Biodiversidade ICMBio e União da Geomorfologia Brasileira - UGB.
A SIGEP tem como atribuição gerenciar o banco de dados nacional de geossítios,
e disponibilizá-los na forma de artigos científicos bilíngues – inglês e português – objetivando
não só realizar o inventário de sítios geológicos/paleobiológicos, mas de fomentar ações
preservacionistas e conservacionistas imediatas, encaminhando cópias do livro (editado pela
SIGEP) para as prefeituras, estados e órgãos executivos encarregados da conservação de tais
áreas. A publicação dos artigos na Internet compõe então o "Inventário de Geossítios do
Brasil sob a coordenação da SIGEP" de natureza dinâmica e permanente, conforme prevista
pelo Projeto da UNESCO. Desta base é que são selecionados os artigos merecedores de
publicação em livro. Os artigos publicados em livro serão objeto de seleção para a proposta
como sítios do Patrimônio Mundial da Humanidade junto à UNESCO.
No Ceará, existem cinco sítios já cadastrados e publicados pela SIGEP, entre eles,
o Membro Romualdo da Formação Santana, que fica na Chapada do Araripe e que representa
um dos mais importantes depósitos fossilíferos do Cretáceo brasileiro. Um dos locais ainda
por ser publicado é a Ponta de Jericoacoara.
O Parque Nacional de Jericoacoara no oeste do estado do Ceará é caracterizado
por um afloramento de quartzitos proterozoicos com 2,3 km de extensão, que deixam evidente
que esta região passou por intensa deformação em duas fases, relacionadas aos eventos
tectônicos que levaram à separação entre a América do Sul e a África, no Cretáceo Inferior.
Possui feições erosivas marinhas, tal como a Pedra Furada, um dos pontos turísticos mais
conhecidos do litoral cearense. Esta feição se enquadra bem na definição de arco marinho (sea
arch), uma abertura natural em uma encosta rochosa erodida por processos marinhos. Outras
feições geomorfológicas erosivas na área são cavernas (caves) e entalhes basais (wave-cut
notches), que evidenciam a oscilação do nível do mar ao longo do Quaternário. A área conta
14
também com um extenso campo de dunas barcanas, as maiores do mundo, uma delas com 39
m de altura, mais de 600 m de largura e mais de 500 m de comprimento.
A SIGEP aprovou que a área de Jericoacoara possui duas principais tipologias,
tectono-estrutural e geomorfológica, ambas concentradas no extremo norte do promontório.
Posteriormente, aceitou o enquadramento da área numa terceira tipologia, paleoambiental. A
título de dissertação de mestrado, esta pesquisa engloba as principais características do Parque
Nacional de Jericoacoara, com ênfase nas três tipologias acima citadas, incluindo o campo de
dunas do promontório, com vistas para a importância de cada uma no contexto de um
geossítio em potencial.
1.1 Localização
O Parque Nacional de Jericoacoara localiza-se no litoral oeste do estado do Ceará,
abrangendo os municípios de Jijoca de Jericoacoara e Cruz e terrenos da União, a cerca de
300 km de Fortaleza. As principais vias de acesso a partir de Fortaleza são as rodovias
federais BR-116 e BR-222 e a rodovia estadual CE-085 até a cidade de Jijoca de Jericoacoara.
A partir daí, por uns 15 km é necessário utilizar automóveis com sistema de tração para
chegar à vila de Jericoacoara, visto que os caminhos não são pavimentados (FIGURA 1).
O município de Jijoca de Jericoacoara, onde fica a vila de Jericoacoara e a maior
parte do parque, situa-se entre os municípios de Bela Cruz ao sul, Cruz (vila de Preá) a leste e
Camocim a oeste. Seu limite norte é o oceano Atlântico. Segundo o IBGE (2001), esta
microrregião é chamada de litoral de Camocim e Acaraú. Os principais riachos são o Doce, no
leste do parque, e o Guriú, no leste.
15
Figura 1 – Mapa de localização de Jericoacoara e vias de acesso.
16
1.2 Justificativa
Poucos afloramentos no Nordeste Brasileiro apresentam excelentes exposições de
uma tectônica com intenso fraturamento que expõe interessantes estruturas, funcionando
como um ótimo laboratório ao ar-livre.
Em sentido geomorfológico, este promontório possui interessantes feições
erosivas marinhas, como cavernas, arcos marinhos, pilares marinhos e entalhes basais que
podem ser usados na reconstrução de flutuações do nível do mar passadas, especialmente as
que se deram durante o Quaternário.
O parque contém as maiores dunas barcanas do mundo sendo comparadas apenas
às dunas de Marte (MAIA, 1998; SHERMAN et al., 2009). São importantes em estudos de
dinâmica marinha e costeira, incluindo oscilações do nível do mar, balanço sedimentar,
mecanismos de transporte eólico, morfologia e estruturas sedimentares e monitoramento da
costa, entre outros.
O Parque Nacional de Jericoacoara é uma região de natureza singular que, embora
receba muitos turistas, mantém suas características originais preservadas. Assim, têm grande
potencial geoturístico em função de suas grandiosas dunas, lagoas interdunares, praias
rochosas e cavernas, além dos bons ventos e as condições geográficas ideais para o
ecoturismo.
1.3 Objetivos
O objetivo geral da pesquisa é o estudo das características que da Ponta de
Jericoacoara a nível de detalhe, para ressaltar sua importância como registro geológico do
Godwana ao Recente, realizando para tanto as seguintes pesquisas:
(a) Descrição dos quartzitos neoproterozoicos em termos tectono-estruturais e de
seus fraturamentos, associando-os a duas fases de deformação distintas;
(b) Descrição e medição das feições de erosão costeiras e suas relações com a
mudança do nível do mar ao longo do Quaternário;
(c) Caracterização geomorfológica das dunas, sua relação com as oscilações
climáticas do Quaternário e seu papel no balanço sedimentar costeiro;
(d) Sugestão de medidas de conservação possibilitando a preservação de amostras
dos locais de interesse para uso público, educação e pesquisa científica.
17
2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA
2.1 Geologia regional
A região nordeste do Brasil encontra-se inserida na Região (ou Sistema) de
Dobramentos Nordeste, dentro da Província Borborema (ALMEIDA et al., 1977), no Sistema
de Dobramentos Médio Coreaú (NEVES, 1975) ou Cinturão de Cisalhamento Noroeste do
Ceará (ABREU et al., 1988).
A Região de Dobramentos Nordeste é uma grande entidade tectônica localizada
na região homônima constituída de unidades litoestruturais de rochas magmáticas
consolidadas na parte superior da crosta. Sua configuração foi definida durante o Ciclo
Brasiliano/Pan-Africano (entre cerca de 800 a 650 Ma – Neoproterozoico) por uma série de
eventos tectono-orogenéticos (SANTOS et al., 1984).
A Província Borborema é uma das unidades tectônicas da Região de Dobramentos
Nordeste formada por um mosaico de cinturões metassedimentares proterozoicos (sistemas de
dobramentos) que sofreram tectonismo policíclico e domínios gnáissico-migmatíticos e/ou
migmatítico-graníticos paleoproterozoicos ou arqueanos, cortados por um grande volume de
granitoides, com idades que vão do Neoproterozoico ao Cambriano Inferior (FIGURA 2). Os
terrenos tectono-metamórficos são separados por um sistema complexo de zonas de
cisalhamento transcorrente de escala continental, que também controlaram o alojamento dos
plútons granitoides (SANTOS; BRITO NEVES, 1984; JARDIM DE SÁ, 1984, 1994;
ALMEIDA et al., 1981). É delimitada a oeste pela Bacia do Parnaíba, a sul pelo Cráton São
Francisco e a norte e a leste pelas bacias costeiras. A chamada Subprovíncia Setentrional
(CPRM, 2003) está situada a norte do lineamento Patos e compreende os Domínios Médio
Coreaú, Ceará Central e Rio Grande do Norte.
A origem desta província está ligada à colagem de terrenos no Gondwana
ocidental durante o ciclo Brasiliano/Pan-Africano. O modelo geralmente aceito sugere a
acresção de terrenos tectono-estratigráficos como principal mecanismo de crescimento crustal
(BRITO NEVES et al., 2000, entre outros).
18
Figura 2 – Província Borborema com seus domínios tectônicos e principais estruturas. Zonas de cisalhamento:
Sobral–Pedro II (SO), Senador Pompeu (SP), Orós–Aiuaba (OR), Porto Alegre (PO), São Vicente (SV), Piauí–
João Câmara (JC), Malta (MA), Serra do Caboclo (SC), Congo–Cruzeiro do Nordeste (CC), Serra da Jabitaca
(SJ), Jatobá–Itaíba (JI), Macururé–Riacho Seco (MR), Belo Monte–Jeremoabo (BJ), São Miguel do Aleixo (SA)
e Itaporanga (IA); Lineamentos: Patos (PA) e Pernambuco (PE); Nappes da Faixa Riacho do Pontal (RP).
Fonte: CPRM, 2010.
A região de dobramentos do Médio Coreaú (DMC) é um cinturão orogênico que
engloba uma variedade de unidades litoestratigráficas com distintas idades e origens
(FIGURA 3). Seu extremo norte é limitado pela Bacia do Ceará, formada pelas coberturas
19
sedimentares cenozoicas da plataforma continental, seu leste pela Zona de Cisalhamento
Sobral-Pedro II e seu oeste pela margem do cráton São Luís-Oeste África representado pelos
litotipos paleozoicos da bacia do Parnaíba. Sua configuração abrange horsts e grabens
separados por zonas de cisalhamento antigas e profundas. É dividido por um sistema de zonas
de cisalhamento transcorrente/transpressivo de direção NE-SW desenvolvido durante a
orogênese Brasiliana/Pan-Africana (Neoproterozoico a Cambriano Inferior). No geral, pode
ser separado em dois conjuntos distintos, um constituído pelo embasamento gnáissicogranulítico (Complexo Granja) e outro supracrustal constituído pelas seguintes unidades
estratigráficas: Sequência Vulcânica Saquinho, Grupo Martinópole, Grupo Ubajara,
Granitoides e Grupo Jaibaras (CPRM, 2010), além do Grupo Riacho Sairi (Cavalcante et al,
2003). Estes dois conjuntos correspondem a fatias crustais limitadas por zonas de
cisalhamento transcorrente-transpressivas e idade neoproterozoica (CPRM, 2003).
A constituição do embasamento do DMC compreende ortognaisses de
composição
tonalítica-trondhjemítica-granodiorítica
(TTG),
anfibolitos
gnáissicos,
anfibolitos, leucogranitos, granulitos máficos, enderbitos, kondalitos, kinzigitos e migmatitos
do Complexo Granja com idades modelo TDM que variam de 2,3 a 2,5 Ga (SANTOS, 1999).
As zonas de cisalhamento deste complexo apresentam as mais altas condições metamórficas
de milonitização da Província Borborema (VAUCHEZ et al., 1995). A Zona de Cisalhamento
Sobral-Pedro II, localizada a leste do DMC, de caráter transcorrente dextral, tem sido usada
para auxiliar a correlação do Brasil com a África no arranjo terminal da Orogênese
Brasiliana/Pan-Africana. As outras zonas são subparalelas a essa, com inflexões locais para EW e WNW-ESE e dividem o substrato em blocos estruturais menores, funcionando como
delimitadores das sequências supracrustais (CABY, 1988 apud ANTUNES, 2004).
Uma das unidades metassupracrustais da região é representada pelo Grupo
Martinópole. Em geral, no contexto do DMC exibem forma alongada, preenchendo zonas de
cisalhamento de direção NE-SW ou como nappes em padrão regional S-C (em que a
superfície “C” é materializada pelas bandas de cisalhamento geralmente paralelas à zona de
cisalhamento principal e a superfície “S” tem aspecto sigmoidal, é perpendicular ao eixo de
menor deformação e forma 45º com a superfície “C”). Foi com Brito Neves (1975 apud
TORQUATO; NOGUEIRA NETO, 1997) que essas rochas passaram a ter o nome que
prevalece hoje. Da base para o topo, o grupo é composto pelas Formações Goiabeira, São
Joaquim, Covão e Santa Terezinha (SANTOS et al., 2008). A primeira é discordante do
Complexo Granja e composta essencialmente por xistos e paragnaisses. A segunda compõe-se
de quartzitos variados com minerais como cianita, silimanita e muscovita, e intercalações
20
menores de calciossilicáticas, xistos e metavulcânicas félsicas. Estes
Este quartzitos estão
associados a itabiritos intercalados e paralelos ao acamamento pretérito e à foliação atual. A
terceira corresponde a uma sequência de muscovita-quartzo-sericita-clorita
muscovita
clorita xisto intercalado
com quartzitos. A última
ltima formação inclui metapelitos,
metapeli
xistos ricos em quartzo e
metacarbonatos com metagrauvacas, metarritmitos,
meta mitos, quartzitos e intercalações de metarriolitos.
Figura 3 – Mapa geológico regional do Domínio Médio Coreaú, Legenda: CG - Complexo Granja; DCC Domínio Ceará-Central; GM - Gráben de Martinópole; GU - Gráben de Ubajara; GJ – Gráben de Jaibaras.
Fonte: modificado
odificado de Antunes, 2004.
2
Além
da
sequência
metassedimentar
do
Grupo
Martinópole
ocorrem
protocataclasitos grosseiros, alguns cimentados por óxido de ferro que percolou nas
na
fraturas/falhas remobilizadas da rocha fonte (CPRM, 2010). Podem ocorrer também
intercalações de metavulcanoclásticas.
metavulcanoclá ticas. Dados U/Pb em zircões, das metavulcânicas
21
intercaladas entre os metassedimentos, forneceram idade Neoproterozoica (808 ± 7,8 Ma.)
para a sedimentação (FETTER et al., 1995). Santos et al. (2008) sugerem a sedimentação em
um ambiente de baixa energia, enquanto que o provável ambiente tectônico corresponde a um
rifte intracontinental evoluindo para condições marinhas.
O Grupo Jaibaras é uma bacia do estágio de transição Proterozoico-Fanerozoico
que aflora especialmente no SE do DMC controlada por zonas de cisalhamentos
transcorrentes NE-SW, a de Sobral-Pedro II, a leste, e a de Café-Ipueiras, a oeste (TEIXEIRA
et al., 2004). É constituída de extensos depósitos siliciclásticos continentais imaturos
(metaconglomerados, metarenitos e metassiltitos) e rochas vulcanoclásticas do início do
Paleozoico.
Segundo Cavalcante et al. (2003), este grupo é constituído da base para o topo
pelas formações Massapê (ortoconglomerados brechoides com seixos de gnaisses, granitoides,
quartzitos, filitos e arenitos, em contatos transicionais com a Formação Pacujá, característicos
de ambiente fluvial), Pacujá (arenitos de granulometria variável, folhelhos e siltitos
vermelhos, micáceos, leitos conglomeráticos exibindo metamorfismo de muito baixo grau,
próprios
de
ambiente
fluvial),
Pararuí
(basaltos
amigdaloidais,
vesiculares
e/ou
espilitizados/queratofirizados, andesitos, riolitos, gabros, diabásios e dacitos, com seções
vulcano-vulcanoclásticas e piroclásticas) e Aprazível (ortoconglomerados grossos e
polimíticos, com matriz arcoseana, típicos de ambiente fluvial).
O Grupo Riacho Sairi, assim como o Jaibaras, representa uma bacia do estágio de
transição Proterozoico-Fanerozoico com trend NE-SW. É controlada pela zona de
cisalhamento transcorrente Jaguarapi. Alguns autores a correlacionam com o Grupo Jaibaras
em função de semelhanças estruturais e deposicionais (CPRM, 2010).
De acordo com Cavalcante et al. (2003), o Grupo Riacho Sairi é constituído da
base para o topo pelas seguintes unidades:
(a) Formação 1, constituída de conglomerados com seixos de quartzitos,
granitóides, gnaisses e filitos, em uma matriz areno-arcoseana em contato transicionalinterfacial com a Formação 2;
(b) Formação 2, composta por arenitos quartzosos, arcoseanos e micáceos, de
granulometria diversificada, matriz quartzofeldspática e cimento silicoso e ferruginoso,
estratificação plano-paralela, marcas de ondas e laminação, típicos de ambiente fluvial com
tratos distais e;
(c) Formação 3, formada por ortoconglomerados polimíticos, geralmente de
matriz areno-feldspática que caracterizam um sistema fluvial.
22
A Bacia do Ceará se estende de oeste para leste desde o Alto de Tutoia, no Piauí,
até o Alto de Fortaleza, no Ceará e de sul para norte desde a faixa de afloramento do
embasamento cristalino até o ramo sul da Zona de Fratura de Romanche (COSTA et al.,1989
apud BELTRAMI et al., 1994). É dividida em quatro sub-bacias, Piauí-Camocim, Acaraú,
Icaraí e Mundaú, em função de suas características tectônicas e estruturais (FIGURA 4). Cada
uma apresenta uma história deposicional um tanto distinta umas das outras, em função de sua
localização geográfica regional (COSTA et al., 1989 apud MORAIS NETO et al., 2003).
Segundo Condé et al., 2007, as atividades exploratórias e estudos estratigráficos
sempre foram concentradas na sub-bacia Mundaú. O preenchimento tectono-sedimentar dessa
sub-bacia é dividido em três fases evolutivas, rifte (continental), pós-rifte (transicional) e
drifte (margem passiva) (CONDÉ et al., 2007).
A fase continental corresponde aos sedimentos da Formação Mundaú, cuja
espessura chega a 2.400 metros, depositados numa grande fossa tectônica. Neste caso,
conglomerados, arenitos, siltitos e folhelhos intercalados por depósitos de fluxo gravitacional
foram depositados em ambientes de leques aluviais, rios entrelaçados e lagos tanto da margem
flexural norte quanto da borda falhada a sul (BELTRAMI et al., 1994).
A Formação Paracuru representa a transição de sedimentação tipicamente
continental para marinha marginal. Dados sísmicos desta unidade indicam que nas áreas
distais da bacia, a deposição foi influenciada pelas fases finais da tectônica de rifteamento, ora
denominada pós-rifte (CONDÉ et al., 2007). A Formação Paracuru é constituída por três
unidades em que predominam arenitos de granulação variável, separados por níveis de
folhelhos, incluindo na porção mediana (Membro Trairi) uma camada carbonática rica em
calcilutito, ostracodes e folhelho carbonoso. Essas litologias indicam ambiente continental
flúvio-deltaico a lacustre passando para marinho restrito ou sabkha marginal, quando
localmente associados à precipitação de evaporitos (CONDÉ et al., 2007).
A sedimentação marinha da sub-bacia é materializada pelas Formações Ubarana,
Tibau e Guamaré, com idades que vão do Albiano Inferior ao Mioceno. A Formação Ubarana,
com seus dois Membros (Uruburetama, inferior, e Itapagé, superior) é constituída de
folhelhos, margas e calcilutitos típicos de ambiente marinho nerítico a abissal (ANTUNES,
2004). A Formação Tibau é composta essencialmente de arenitos finos a muito grossos,
intercalados por argilitos e conglomerados. São interpretados como tendo sido depositados em
sistemas de leques costeiros originados do retrabalhamento de sedimentos terrígenos na
plataforma interna (ANTUNES, 2004). A Formação Guamaré (Neocampaniano a Holoceno)
se interpõe lateralmente às duas anteriores. É uma sequência carbonática com calcarenitos
23
bioclásticos e intercalações
rcalações de calcilutitos, folhelhos e arenitos. Análises de poços, perfis
elétricos e rastreamento sísmico das principais superfícies destas formações realizadas pela
PETROBRÁS identificaram oito sequências cretáceas (a partir do pós-Alagoas)
pós
e três do
Paleógeno
leógeno e Neógeno. Estas últimas representam um grande ciclo de sequências regressivas,
limitadas por três discordâncias erosivas conspícuas da bacia (CONDÉ et al., 2007).
Figura 4 – Mapa simplificado da Bacia do Ceará no contexto da do substrato cristalino
cristalino da porção setentrional do
Estado do Ceará. Legenda: 1 – Sub-Bacia
Sub
de Piauí-Camocim; 2 – Sub-Bacia
Bacia de Acaraú; 3 – Sub-Bacia de Icaraí;
4 – Sub-Bacia
Bacia de Mundaú. Traços em vermelho representam as principais estruturas (falhas e charneiras de
dobras) associadas
iadas ao tectonismo cretáceo.
Fonte: Antunes, 2004 (modificado de Cavalcante & Ferreira, 1983).
Na bacia do Ceará ocorreram eventos vulcânicos com idade entre 30 e 34 Ma de
acordo com análises recentes de Souza et al. (2004).. São referidos na literatura como
Magmatismo Mecejana e são correlacionáveis a um pulso do Magmatismo Macau da Bacia
Potiguar de idade neo-oligocênica
oligocênica (MIZUSAKI et al., 2001). Estão associados a um evento de
natureza alcalina representado por corpos intrusivos de basalto e diabásio. Expressivos
edifícios vulcânicos e outras feições em águas profundas e ultraprofundas são um indicativo
de intensa atividade vulcânica durante
du
o desenvolvimento da sequência
ncia drifte da Margem
Equatorial (CONDÉ et al., 2007).
24
Dentro do Cenozoico da região costeira encontram-se a Formação Barreiras, as
paleodunas, os depósitos flúvio-marinhos e os depósitos de praia ou litorâneos, segundo a
terminologia utilizada por Vasconcelos et al. (2004). Estas unidades estão mais bem
detalhadas no capítulo 4.
2.2 Geomorfologia regional
A zona costeira do estado do Ceará é marcada pela presença da Formação
Barreiras, que abrange entre menos de 15 km e mais de 80 km de largura ao longo do litoral.
Entre a divisa do Rio Grande do Norte e a desembocadura do rio Acaraú exibe direção SENW e entre Acaraú e a divisa com o Piauí tem direção E-W.
Segundo a compartimentação topográfica do estado do Ceará feita por Souza et
al. (1979), existem nove tipos de relevo com características próprias no estado, a saber, a
Planície Litorânea, os Tabuleiros Pré-Litorâneos, a Depressão Sertaneja, a Chapada do Apodi,
a Chapada do Araripe, o Planalto da Ibiapaba, os Maciços Residuais Cristalinos, as Cristas
Residuais e Inselbergs e as Planícies Fluviais. A região estudada, no litoral noroeste do Ceará,
engloba dois tipos de unidades: a Planície Litorânea e os Tabuleiros Pré-Litorâneos.
A Planície Litorânea é uma faixa de terra que bordeja o mar, com largura de 5 a
10 km, constituída de sedimentos intensamente trabalhados pela dinâmica eólica (SOUZA et
al., 1979). Inclui dunas móveis, dunas fixadas por vegetação de porte arbustivo a arbóreo e
paleodunas nas regiões distais. Interrompendo a migração de dunas, ocorrem planícies flúviomarinhas dispostas longitudinalmente em relação às calhas fluviais perto das desembocaduras
dos rios. Os cursos dos rios se tornam paralelos à linha de costa quando os sedimentos de
dunas interrompem a livre circulação do escoamento fluvial. Em função desse trânsito de
sedimentos, o padrão dos baixos cursos d’água são frequentemente anastomosados. A
homogeneidade topográfica da planície costeira é quebrada pelos paredões rochosos
esculturados pela abrasão marinha verificados, por exemplo, em Icapuí, Morro Branco e
Jericoacoara.
Materializados pela Formação Barreiras, paleodunas e dunas, os Tabuleiros são
formas de relevo de topos planos, sub-horizontais (não mais que 5 % de declividade),
representando um típico glacis de acumulação sulcado pela drenagem. Seus topos tem altitude
entre 30 e 40 m na média (SOUZA et al., 1979). A capacidade de incisão pela drenagem
confere uma pequena diferença de altimetria entre os interflúvios e os fundos de vales. As
encostas são retilíneas expondo, às vezes, um material concrecionário de boa resistência.
25
Quando os interflúvios são mais argilosos, a dissecação do relevo tende a se acentuar e os
topos se tornam suavemente convexos.
A ponta de Jericoacoara,
Jericoacoara, em forma de relevo dômico, alcança cerca de 90 m de
altura e se sobressai
essai em relação à planície litorânea (FIGURA 5). Esta paleofalésia e a
plataforma de abrasão adjacente são constituídas do mesmo tipo de material rochoso.
Figura 5 – Ponta de Jericoacoara vista parcialmente da praia do Preá, a leste.
A configuração atual da planície litorânea e dos tabuleiros foi condicionada
especialmente desde os tempos pré-cenomanianos
pré
(100 Ma).. De acordo com Claudino-Sales
Claudino
e
Peulvast (2006), a evolução da área foi controlada basicamente por três eventos: uma flexura
continental cretácea em direção ao oceano, um episódio de vulcanismo na fachada marítima
durante o Neogeno (entre 30 ka e 10 ka A.P.) e oscilações climáticas e variações do nível do
mar,, entre o Mioceno e o Holoceno (entre 30 ka A.P. e o recente).
2.3 Clima
O regime de ventos e de precipitação no Nordeste brasileiro é governado por
fortes ventos alísios (trade
trade winds)
winds provenientes das direções nordeste e sudeste, controlados
pela posição da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (FIGURA 6). Esta zona constitui
um dos
os mais importantes sistemas meteorológicos que atuam nos trópicos (FERREIRA,
1996). A posição dela muda para norte do Equador entre junho e dezembro e para o sul dessa
26
linha entre janeiro e maio (XAVIER et al., 2000) atingindo seu máximo meridional entre
março e abril. O índice de precipitação diminui ao passo que a ZCIT se movimenta para o
norte;; seu máximo setentrional é atingido entre setembro e outubro, quando ocorre a estação
seca. Se esta zona não se deslocar o suficiente para o sul durante o período úmido, haverá
menos chuvas
uvas na região nordeste durante esta estação chuvosa e condições de seca
(HASTENRATH, 2006).
De acordo com Wang et al. (2004),, a posição da ZCIT determina a incidência de
ventos dominantes e regimes de precipitação. Outros sistemas secundários, como o Centro de
Vorticidade Ciclônica e as frentes frias provenientes do Polo Sul, associadas a linhas de
instabilidade e a brisas marinhas (estas duas últimas atuam principalmente ao longo da zona
costeira), são também responsáveis
responsáveis por episódios de precipitação sobre a região.
Figura 6 – Modelo esquemático da circulação atmosférica global, com ênfase na ZCIT e na Célula de Hadley.
Fonte: modificado de www.sealevel.jpl.nasa.gov.
www.
O padrão de circulação atmosférica de grande escala em baixas latitudes também
se caracteriza pela presença de duas células de circulação simultânea,, uma delas chamada de
Célula de Hadley, no plano vertical-meridional
vertical
(S-N)
N) e a outra, Célula de Walker,
Walker que atua no
27
plano vertical-zonal (W-E).
E). Estas duas células estão associadas com os fenômenos de El Niño
e La Niña,, que tem periodicidade de 2 a 7 anos. O El Niño causa, na região tropical da
América do Sul, precipitação abaixo do normal e nas regiões tropicais e subtropicais,
temperaturas mais elevadas.
s. O oposto ocorre durante os eventos de La Niña (GARREAUD,
2009).
A Célula de Walker é constituída de ventos paralelos à linha do Equador com
movimento da América do Sul em direção à Oceania (FIGURA 7)). Quando ocorre um
aquecimento anormal das águas do Pacífico
Pacífico Central, o sentido do movimento inverte,
inverte subindo
pela costa sul-americana,
americana, acelerando o giro de outra célula que se movimenta entre a
Amazônia e o sertão nordestino. Isso explica porque ocorre o El Niño e a seca periódica na
região Nordeste. Nessas ocasiões, a Célula de Hadley se intensifica, apresentando
movimentos descendentes em direção às médias e altas latitudes e ascendentes nos trópicos.
Figura 7 – Modelo da Célula de Walker, que circula na região tropical em padrão latitudinal. Aqui, configuração
durante eventos de El Niño. TSM+: Temperatura da Superfície do Mar alta.
Fonte: modificado de www.ciram.epagri.sc.gov.br
ciram.epagri.sc.gov.br.
Dois fenômenos oceano-atmosféricos
atmosféricos são responsáveis pela modificação do
padrão de precipitação no Nordeste do Brasil e na África:
África: a Oscilação do Sul (que quando
associada com o El Niño, é conhecido pela sigla ENOS) e o Dipolo do Atlântico (ARAGÃO,
1998; MOURA et al., 2009).
A Oscilação do Sul é a variação anômala da pressão atmosférica tropical. Em anos
de El Niño, essa pressão aumenta, ao passo que no Pacífico diminui. A diminuição da pressão
no Pacífico associada com o aumento da evaporação e mudanças nos ventos alísios,
aumentam os movimentos ascendentes e produzem mais nuvens, e consequentemente, mais
chuva. Esses movimentos ascendentes e o calor latente de condensação, liberado no processo
de formação de nuvens, modificam a Célula de Walker (vertical-zonal),
(vertical
causando
movimentos descendentes anômalos em outras partes da atmosfera tropical, principalmente no
28
sentido zonal. São esses movimentos que reduzem a formação de nuvens e,
consequentemente, as chuvas no norte da região Nordeste brasileira e também na Indonésia
(ARAGÃO, 1998).
O Dipolo do Atlântico é uma mudança anômala na temperatura da água do
Atlântico tropical. É responsável por uma mudança na circulação meridional (Hadley),
aumentando ou diminuindo a formação de nuvens (e precipitação) sobre o Nordeste e em
outros países africanos. Quando as águas do Atlântico Tropical Norte estão mais quentes e as
do Atlântico Equatorial e Tropical Sul estão mais frias, ocorrem movimentos descendentes
anômalos sobre as regiões supracitadas, inibindo a formação de nuvens com possibilidade de
ocorrência de secas. Se ocorrer o contrário com as águas do Atlântico, movimentos
ascendentes anômalos poderão acelerar a produção de nuvens e a precipitação, muitas vezes
acompanhadas de enchentes (ARAGÃO, 1998).
2.3.1 Precipitação e temperatura
A precipitação média anual em Fortaleza foi de 1663 mm entre os anos de 1974 e
1995. O período chuvoso ocorre entre janeiro e julho, quando há incidência de cerca de 93 %
do total. O período seco, entre agosto e dezembro, caracteriza-se pela baixa ou quase
nenhuma precipitação e aumento da velocidade do vento. Segundo Levin et al. (2007), a força
do vento aumenta de Maceió, no estado de Alagoas a Aranaú no Ceará, diminuindo
drasticamente em direção a São Luís, Maranhão. Em Aranaú, Pecém e Parajuru, a potência do
vento é a mesma encontrada em regiões com alta atividade de sistemas de dunas ativas
(TSOAR, 2005; LEVIN et al., 2007)
De acordo com dados da FUNCEME (2010) mostrados na tabela 1, os meses mais
chuvosos em Jijoca de Jericoacoara são março e abril e os de menor precipitação são
setembro, agosto e outubro. A média anual (entre 1990 e 2011) calculada com estes dados é
de 774 mm. De janeiro até junho, ocorreu quase 98 % (764 mm) da precipitação total.
A temperatura média mensal é de 26,8 ºC para o mesmo período (TABELA 2). O
“inverno” (estação úmida) em Jericoacoara se caracteriza por temperaturas cuja variação é
mínima – entre 25 e 35 °C.
29
Tabela 1 – Médias mensais de precipitação entre os anos de 1990 a 2011.
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Out
Nov
Dez
1990
33,8
149,7
161,4
178
67,8
0
0
0
0
0
0
0
1991
145,4
157,3
214,3
172,8
29,2
11
0
0
0
0
0
0
1992
27
185,8
235,5
121,7
0
20,8
0
0
0
0
0
0
1993
0
73
53
156
0
0
0
0
0
0
0
40
1994
152,5
220,2
406,2
313,7
188,7
82,8
21
0
0
0
0
0
1995
27,4
152,8
313,4
255,8
250,3
0
24,2
0
0
0
11,3
0
1996
73,8
51
273,8
509,3
81
0
0
0
0
0
0
0
1997
0
0
206,8
178,9
36
1,6
0
0
0
0
0
0
1998
124
84
203,5
118
0
0
0
0
0
0
0
0
1999
22
157,2
501,4
173,7
100,4
0
0
0
0
0
0
0
2000
83
108
286
268
24
37
0
0
0
0
0
0
2001
99,3
134,4
126
196,7
0
0
0
0
0
0
0
0
2002
132
54
283,6
121
115
37,3
0
0
0
0
0
0
2003
41
381
508
292
4,1
0
0
0
0
0
0
0
2004
126,2
152,8
35
47
24
55,5
0
0
0
0
0
0
2005
12
127,2
227,4
141,6
143
18
37
0
0
0
0
0
2006
22
100
279
214
30
0
0
0
0
0
0
0
2007
0
129
143
199
12
12
0
0
0
0
0
0
2008
35
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
2009
182
222
640
514
527
128
64
0
0
0
0
0
2010
30
39
168,7
88
45
15
0
0
0
0
0
0
2011
265
164
250
365
62
0
0
0
0
0
0
0
Médias
74,2
129,2
250,7
210,2
79,1
19,0
6,6
0,0
0,0
0,0
0,5
1,8
Fonte: dados do posto de Jijoca de Jericoacoara compilados de FUNCEME, 2012.
Tabela 2 – Temperaturas médias em Jijoca de Jericoacoara entre os anos 1990 e 2009.
Jan
Temp. média (°C)
(1990-2009)
27,3
Fev
26,3
Mar
25,8
Abr
26,1
Mai
26,1
Jun
26,5
Jul
26,4
Ago
26,8
Set
27,3
Out
27,9
Nov
27,7
Dez
27,9
Média
26,8
Fonte: dados do posto de Jijoca de Jericoacoara compilados de FUNCEME, 2010.
30
2.3.2 Ventos
O regime de ventos no litoral norte da região nordeste é sazonal, com velocidades
mais baixas durante a estação chuvosa (5,5 m/s) e velocidades mais altas por ocasião da
estação seca (7,7 m/s) de acordo com dados do estudo de Jimenez et al. (1999), registrados ao
longo de um período de 4 anos (de 1993 a 1996) numa estação na cidade de Fortaleza
(FIGURA 8). A direção não apresenta um padrão claro sazonal, predominando ventos de ESE
como resultado da dominação dos ventos alísios. Ao longo do ano, há um componente
frequente do sul (ESE e SSE), especialmente durante a estação seca, de agosto a dezembro
(JIMENEZ et al., 1999).
De acordo com a figura 8, pode ser visto que, em geral, a velocidade do vento
aumenta em direção ao noroeste do estado e, ao mesmo tempo, uma mudança na direção de
onde o vento está soprando também é detectada a partir do NE. Estas mudanças podem estar
relacionadas com a posição latitudinal de cada local com relação à posição ZCIT média:
locais a norte da ZCIT estão sujeitos a ventos alísios provenientes de NE, enquanto que os a
sul dela estão sujeitos a ventos alísios de SE. Registros de dados de vento na cidade de
Fortaleza por períodos mais longos foram descartados porque são influenciados pelo
desenvolvimento urbano, mostrando uma diminuição sistemática na intensidade do vento em
relação à zona costeira por causa de edifícios (MAIA, 1998). É durante o segundo semestre do
ano, com os valores mais elevados de velocidade dos ventos e insolação, e com os índices
mais baixos de precipitação, que as dunas migram com maior intensidade.
Um estudo de Levin et al. (2009) acerca da existência de dunas móveis e fixas no
estado do Ceará indicou que os ventos ali apresentam baixa turbulência e baixa variabilidade
direcional, com predominância de ventos alísios vindos de leste, propícios à formação de
dunas parabólicas e barcanas. Os mesmos autores também constataram que a região apresenta
um alto potencial eólico ou energia eólica (wind power), especialmente as localidades do
Pecém, Aranaú e Acaraú.
O potencial eólico, expresso pelo potencial de deriva de areia (drift potential DP1), é um parâmetro importante na determinação de locais apropriados para a instalação de
1
DP é um parâmetro de grande importância na determinação da formação e ativação de dunas (TSOAR, 2005).
Descreve a quantidade potencial máxima de areia que pode ser erodida pelo vento (ou a força que o vento exerce
sobre a duna para movimentá-la) durante um ano. Sua fórmula, segundo Fryberguer, 1979 (apud TSOAR, 2005), é
(
)
, onde U é a velocidade do vento em nós medida a 10 m do chão, Ut é o limiar da velocidade (=
=Σ
12 nós) e t é a porcentagem de tempo em que a velocidade do vento esteve acima da velocidade Ut. A divisão por
100 é feita a fim de adquirir valores mais convenientes (TSOAR et al., 2008).
31
turbinas eólicas e varia grandemente, no Ceará, de mês para mês e de ano para ano. Durante a
estação úmida, o valor do DP é baixo (14% do acumulado durante o ano), enquanto que na
seca, é alto (86% do total anual), de acordo com os autores supracitados.
Figura 8 – Distribuição espacial da direção mais frequente e velocidade média dos ventos ao longo da costa do
Ceará. Dados obtidos em quatro anos de registro (em m/s).
Fonte: Jimenez et al., 1999.
Figura 9 – Diagrama de roseta com a direção média do vento em Aranaú, Ceará.
32
De acordo com dados da Estação Meteorológica de Aranaú (distante 35 km da
Ponta de Jericoacoara), no município de Acaraú, os ventos são provenientes principalmente
de leste e sudeste (FIGURA 9). Sua intensidade varia de cerca de 3 a quase 30 m/s. Estes
dados comprovam a grande ação do Centro Semipermanente de Alta Pressão do Atlântico Sul
juntamente com a Zona de Convergência Intertropical do Atlântico, por meio dos ventos
alísios de SE e E.
2.4 Vegetação
Segundo o levantamento de Matias e Nunes (2001), existem 87 espécies
florísticas diferentes no Parque Nacional de Jericoacoara. Predominam as formações pioneiras
herbáceas, constituídas de espécies psamófilas reptantes.
Na região oeste do parque, ocorrem espécies vegetais arbóreas com influência
flúvio-marinha, a chamada vegetação Paludosa de Mangue (FIGURA 10), dada a existência
do manguezal (chamado de Mangue Seco) do estuário do rio Guriú. As espécies obrigatórias
são Rhizophora mangle (mangue-vermelho), Laguncularia racemosa (mangue-manso, branco
ou rajadinho), Avicennia germinans (canoé, mangue-preto ou siriúba) e Conocarpus erecta
(mangue-ratinho ou botão).
Figura 10 – Mangue sendo soterrado por duna entre Mangue Seco e Jericoacoara.
33
Em áreas de pós-praia e dunas, na fixação do substrato arenoso, ocorre a
Vegetação Pioneira Psamófila, de influência marinha, que tem como principais representantes
a Ipomoea asarifolia (salsa), a Remirea maritima (pinheirinho-da-praia), a Richardia
grandiflora (barba-de-bode), o Heliotropium lanceolatum (crista-de-galo), o Blutaparon
portulacoides (bredo-da-praia), o Sesuvium portulacastrum (beldroega) e várias leguminosas
e gramíneas (MATIAS; NUNES, 2001). Esse tipo de vegetação contribui para os processos
de pedogênese por fornecer matéria orgânica e umidade para o solo, de acordo com Vicente
da Silva (1998) apud Matias e Nunes (2001).
Algumas dunas, especialmente no sul da área, são fixadas por uma vegetação
densa, a Subperenifólia de Dunas, formada por plantas arbóreas e arbustivas. As principais
espécies neste caso são o cajueiro (Anacardium occidentale), o pau-pereiro (Aspidosperma
pyrifolium), a lixeira (Curatella americana) e o jatobá (Hymenaea courbaril), entre outras, e
cactáceas como o mandacaru (Cereus jamacaru) e o cardeiro (Pilosocereus sp.) (ARRUDA,
2007).
Na planície de deflação, é possível notar o crescimento de pequenos arbustos
como o murici (Byrsonima spp.), dando início ao desenvolvimento de uma vegetação de porte
arbustivo. Esta vegetação ocorre sob a forma de moitas abertas ou fechadas, juntamente com
o guajiru (Chrysobalanus icaco), o jeriquiti (Abrus precatorius), e o cajueiro (Anacardium
occidentale). Na face norte do serrote, área protegida do vento, existem muricis (Byrsonima
spp.), guajirus (Chrysobalanus icaco), cajueiros (Anacardium occidentale) e mandacarus
(Cereus jamacaru) (MATIAS; NUNES, 2001).
Em áreas de interdunas alagadas, destacam-se ciperáceas e macrófitas aquáticas
como Nymphoides indica (aguapé-da-flor-miúda) e Typha domingensis (taboa) (MATIAS;
NUNES, 2001).
Vinte por cento das espécies herbáceas do Parque Nacional de Jericoacoara são
citadas na literatura como indicadoras de ambientes alterados por ação antrópica (LUCEÑO;
ALVES 1997apud MATIAS; NUNES, 2001).
34
3 MATERIAIS E MÉTODOS
A metodologia usada seguiu a seguinte sequência: levantamento bibliográfico,
trabalhos de campo para modelagem da área e etapa de gabinete para o processamento dos
dados adquiridos. Os materiais consultados ou utilizados incluíram artigos científicos, livros,
dissertações e teses, imagens de satélite, uma estação total, softwares de sistemas de
informação geográfica e de processamento de dados estruturais e da estação total, GPS e
outros equipamentos de apoio.
3.1 Levantamento bibliográfico
Nesta etapa, foi feito o levantamento de literatura que aborda o tema e a região em
questão, incluindo dados geológicos e mapas, dados geomorfológicos, paleoambientais e
esquemas relacionados, e informações sobre instrumentos e técnicas que poderiam ser
utilizados para o desenvolvimento da pesquisa.
O intuito da pesquisa sobre técnicas de medição de dunas foi comparar métodos
utilizados na modelagem de dunas por outros autores com os resultados que obtiveram e,
assim, aplicar o que melhor se adapta à área deste estudo, ao tempo e equipamentos
disponíveis para tal fim. Foram utilizados os resultados de estudos realizados na mesma área
para examinar a dinâmica costeira do promontório.
3.2 Etapa de campo
A aquisição de dados ocorreu em janeiro, junho e novembro de 2011 e janeiro de
2012. Na maior parte do tempo, a área foi percorrida a pé usando um GPS de mão para a
localização dos pontos visitados e referenciamento das fotos.
Durante os trabalhos de campo, juntamente com as medições nas dunas, foi feita a
coleta de dados estruturais. As 22 medidas foram feitas com bússola do tipo Brunton,
envolvendo estruturas como foliações, lineações, fraturas, falhas e juntas. Foram medidas a
direção dos planos, a direção e inclinação do mergulho para estruturas planares e para as
lineares foram medidos o ângulo de mergulho e o azimute do plano vertical que as contém.
A direção (strike) de um plano é medida com a bússola na horizontal encostada no
plano e seu valor é um ângulo entre essa linha e o norte geográfico (devidamente corrigido na
bússola em relação ao norte magnético). A inclinação do mergulho (dip) de uma camada é o
35
ângulo entre um plano horizontal e o plano da camada a ser medida. É indicada em graus
através da estabilização do clinômetro no fundo da bússola; quando a mesma é colocada
lateralmente sobre a camada. O azimute de estruturas lineares (trend) é dado pela direção
azimutal de um plano vertical que contém a linha de interesse.
O modelamento 3D de terreno com vistas para o campo de dunas e a altimetria ou
nivelamento das feições costeiras erosivas no norte do promontório foram conduzidos usando
uma estação total Ruide modelo RTS-850R a laser e seu prisma refletor, além de um GPS
Garmin modelo 76S.
A estação total é o instrumento mais comum usado atualmente para fazer
medições horizontais em campo. Combina a função de um teodolito (que mede ângulos
horizontais e verticais) com a de um distanciômetro ou EDM (Electronic Distance Meter). O
instrumento utilizado neste trabalho mede ângulos com precisão de 2” a 10" e distâncias com
precisão de 5 mm + 2 ppm. A estação total mede a distância entre o instrumento e a haste
refletora por gravar o tempo que leva para um feixe de laser se deslocar até a haste e voltar
(FIGURA 11). Então, o instrumento calcula os valores de x, y, e z usando os dados da
distância e as medidas de ângulos (ANDREWS et al., 2002).
Figura 11 – Uso da estação total no campo de dunas.
Para descobrir a altura das dunas e das feições erosivas costeiras foi feito um
nivelamento geométrico simples, que consiste em se posicionar a estação total em uma única
posição e, a partir daí, visar o prisma colocado sucessivamente em todos os pontos do terreno
36
a nivelar. A primeira leitura, chamada por convenção de “visada de ré” (backsight
(
point), é
feita num ponto de cota conhecida e, depois, sucessivamente, nos demais pontos (FIGURA
12). As visadas a partir
ir da visada de ré são chamadas “visadas de vante”.
Para cada estação de nivelamento, obteve-se
obteve se uma visada de ré e algumas ou várias
visadas de vante. Para o cálculo das cotas dos pontos nivelados realizou-se
realizou
a medição da
altura do instrumento, ou seja, a altura do eixo ótico acima do plano de referência. O prisma é
regulado de forma a ficar na mesma altura da estação total. No caso das dunas, o plano de
referência foi arbitrário – um valor inicial elevado, de modo que no decorrer do levantamento
não ocorreram
ram cotas negativas. No caso das feições costeiras, foi utilizado o nível médio do
mar do Porto do Pecém, Ceará, como datum levando em conta a maré diária do dia do
levantamento.
O procedimento de amostragem foi determinado considerando os seguintes
fatores:
s: a escala espacial e temporal, o padrão de amostragem, as feições morfológicas gerais
estudadas e o método de interpolação de dados. As pesquisas de campo deste trabalho
enfocaram feições de micro (metros a dezenas de metros) e de mesoescala (dezenas de metros
a centenas de metros).
Figura 12 – Determinação da diferença de nível (DN) em um nivelamento geométrico simples.
Fonte: modificado de Jelinek, 1999.
O tamanho da área de estudo, o tempo disponível e a habilidade da equipe em
completar a pesquisa foram fatores determinantes da quantidade de informações coletadas em
campo. Uma pesquisa bem detalhada foi feita na maior duna do campo. Em função de sua
extensão, seis estações de nivelamento foram feitas ao seu redor a fim de cobrir o máximo de
37
sua superfície (FIGURA
FIGURA 13).
1 ). Em relação ao seu formato, uma consideração importante foi
levada em conta. Mudanças na topografia e morfologia requereram mais pontos de
amostragem do que aclives e declives suaves e graduais. Por se tratar de uma megaduna com
formas complexas, o número de pontos necessários afetou o tempo e o tamanho da área
investigada, assim como o número de visitas à área. O total de nivelamentos realizados somou
530 pontos.
Em relação às feições indicativas de antigos níveis marinhos, algumas medições
medi
de altimetria foram realizadas em entalhes basais (notches), em uma caverna e em um arco
marinho, na medida em que o terreno permitia estacionar o equipamento. Nesta área,
área assim
como nas dunas, também procedeu-se
procedeu se com um nivelamento geométrico simples.
Figura 13 – Esquema das estações de nivelamento realizadas em uma megabarcana.
3.3 Etapa de gabinete
Os dados estruturais adquiridos em campo foram digitalizados, organizados e
tratados estatisticamente com o auxílio do programa StereoNet. Com isso,
is
foram gerados
estereogramas divididos segundo os tipos de estruturas medidas.
O mapa geológico da área foi baseado em observações de campo, na carta SA24 –
Fortaleza, publicado pela CPRM (2010), em imagens orbitais do satélite de alta resolução
38
Quickbird 2 e na banda pancromática (canal 8) do Landsat 7 ETM+. As imagens do
Quickbird são datadas de setembro de 2004, fornecidas em formato GeoTiff, em sistema de
coordenadas UTM e elipsoide de referência WGS 84. A resolução espacial é de 0,61 m
(tamanho do pixel). A imagem havia sido tratada digitalmente pela empresa fornecedora e
fusionada usando a banda pancromática e as multiespectrais. A licença da imagem de satélite
fusionada foi adquirida pelo Instituto de Ciências do Mar (Labomar – UFC). A pancromática
do Landsat, datada de agosto de 2001, foi usada para preencher espaços não contemplados
pelas imagens do Quickbird. No mapa de localização do Parque foi utilizado um extrato da
imagem 218_62 do LANDSAT 7 ETM+ com projeção UTM e datum SAD 69. O
processamento digital de imagens e a integração de dados foram feitos com o software
ArcGIS nas versões 9.2 e 9.3 (da empresa ESRI – Environmental Systems Research Institute).
Os dados altimétricos obtidos pela estação total em conjunto com o GPS foram
enviados a um computador e manipulados pelo software Surfer versão 8, da empresa Golden
Software, Inc. Usando este mesmo software, procedeu-se com a interpolação de dados. Um
dos métodos geoestatísticos de interpolação de dados mais usados é a krigagem. A krigagem é
uma estimativa feita para determinar um valor médio em um local não amostrado, tendo em
consideração que os valores adjacentes são interdependentes. Pode ser usada para a previsão
do valor pontual de uma variável regionalizada em um determinado local dentro do campo
geométrico. É um procedimento de interpolação exato que leva em consideração todos os
valores observados, que pode servir de base para cartografia automática por computador
quando se dispõe de valores de uma variável regionalizada dispostos por uma determinada
área (LANDIM, 2003).
39
4 RESULTADOS E DISCUSSÕES
4.1 Geologia da Ponta de Jericoacoara
A área é composta por quartzitos dobrados com intercalações de itabiritos. Os
quartzitos são paraderivados, o que significa que tem como origem uma rocha sedimentar e,
em função de sua pureza e estrutura reliquiar como a foliação, o ambiente inicial de
sedimentação corresponde a sequências marinhas rasas e de transição entre continente e
oceano. Estes ambientes apresentam tipicamente arenitos e argilitos, com ou sem
estratificações (paralelas, cruzadas, acanaladas).
Os quartzitos e itabiritos pertencem à Formação São Joaquim do Grupo
Martinópole e afloram essencialmente na região central do DMC. Na área estudada ocorrem
na porção setentrional do promontório de Jericoacoara. Sua extensão neste local é de
aproximadamente 2,3 km.
Os itabiritos são rochas compostas essencialmente de bandas de quartzo
intercaladas com bandas de óxidos de ferro, que variam de milímetros a centímetros de
espessura. São conhecidas como BIF’s (Banded Iron Formation) ao redor do mundo e quando
apresentam teores altos de ferro2, tornam-se fontes economicamente exploráveis deste
minério. Os itabiritos da área ocorrem como nódulos e não caracterizam formações típicas do
tipo BIF.
De acordo com Torquato (1995), Small foi o primeiro a descrever, em 1914, as
rochas que viriam a compor o Grupo Martinópole, a quem chamou de Série Ceará. Este nome
prevaleceu em vários trabalhos posteriores. Em 1973, Costa et al. chamaram-nas de PréCambriano "A" e um ano depois, Dantas, no texto explicativo da Carta Geológica ao
Milionésimo, passou-as para o Grupo Ceará. Brito Neves (1975) designou-as de “Grupo
Martinópole”, nome que se utiliza até hoje.
Em relação à divisão deste Grupo, Prado et al. (1981 apud OLIVEIRA, 1992)
elaboraram a primeira estratigrafia com conotação cartográfica e litológica para o grupo,
subdividindo-o em Formação Santa Terezinha (filitos), Formação Covão (xistos) e Formação
São Joaquim na base (quartzitos), colocadas no Proterozoico Médio, além de uma unidade
2
Os principais minerais de minério de ferro são a hematita (Fe2O3) e a magnetita (Fe3O4).
40
estratigráfica independente, nomeada Grupo São José (cherts e “elásticos” de baixo grau
metamórfico), colocada no Proterozoico Superior.
Já Oliveira e Torquato et al. (ambos em 1987) retiraram a Formação São Joaquim
do grupo. Estes últimos o colocaram no Proterozoico Superior e subdividiram as duas
formações superiores em membros: a Santa Terezinha passou a ser formada pelos Membros
Casinha, Vargem e Marfim, e a Covão pelos Membros Várzea Grande e Lagoa Grande.
Santos e Hackspacher (1992 apud TORQUATO; NOGUEIRA NETO, 1996) colocaram o
Grupo Martinópole no Proterozoico Inferior e adotaram uma subdivisão usando Unidades. A
Unidade I (basal) é composta de quartzo-clorita-sericita xistos, a Unidade II corresponde à
antiga Formação São Joaquim e as duas últimas III e IV são equivalentes das Formações
Covão e Santa Terezinha. Oliveira (1982) colocou o grupo entre o Proterozoico Superior e o
Médio. Em 1993, Cavalcante designou-o no Proterozoico Médio a Inferior. Torquato e
Pedreira (1994 apud TORQUATO; NOGUEIRA NETO, 1996), passaram-no para o
Proterozoico Inferior. Em 1995, a datação realizada por Fetter et al. pelo método U/Pb
indicou a idade de 808 Ma para o Grupo Martinópole.
Conforme exposto acima, a história do Grupo São Joaquim começou a ser mais
bem apresentada em 1987, ano em que Torquato et al. e Oliveira, propuseram, em trabalhos
diferentes, a sua retirada do Grupo Martinópole. As suas litologias foram inicialmente
identificadas por Costa et al. (1973) como Pré-Cambriano "B". O nome da Formação São
Joaquim como unidade independente, deve-se a Korpershoeck et al. (1979 apud OLIVEIRA,
1992). Prado et al. (1981 apud OLIVEIRA, 1992) criaram a Formação São Joaquim integrada
ao Grupo Martinópole. O Grupo foi recentemente revisado por Nogueira e Magini, in CPRM
(2010).
Os quartzitos da Formação São Joaquim que afloram no extremo norte do
promontório de Jericoacoara ou Ponta de Jericoacoara (FIGURA 14) apresentam várias fases
de deformação desencadeadas em diferentes níveis crustais e temperaturas, desde o
Neoproterozoico até o Cretáceo Inferior. Em consequência, vários elementos estruturais
foram impressos nos litotipos deste promontório.
São observados foliações, lineações, clivagens, dobras e redobramentos
resultantes de uma primeira fase de deformação – de caráter dúctil. As estruturas mais
marcantes encontradas na área são os sistemas de fraturas penetrativas e bem distribuídas que,
juntamente com juntas distensionais e falhas resultaram de um regime de deformação rúptil
(que ocorreu em mais de uma etapa).
41
Os elementos estruturais dúcteis representam uma primeira etapa de deformação
na área, que ocorreu no Neoproterozoico. Gerou planos de foliação que se encontram
subparalelos ao antigo plano de acamamento (S0), representados por pelitos de placas
marginais de Rodínia, há 750 Ma por ocasião do Ciclo Brasiliano (FIGURA 15). Lineações
de estiramento mineral são paralelas à lineação de eixo de dobras evidenciando estiramento na
direção de Y (direção de estiramento intermediário). Posteriormente, este evento gerou dobras
recumbentes, isoclinais e intrafoliais (Fn) que afetaram a foliação, resultando numa superfície
composta de S0 + Sn (FIGURA 16).
As estruturas em dobras foram o resultado dos sistemas de cavalgamentos
impostos por ocasião do fechamento das bacias marginais e crátons no final do Brasiliano, por
volta de 670 Ma atrás. Este foi o caso da Bacia de Jaibaras, por exemplo, interpretada até o
momento como implantada a partir da reativação de anisotropias pré-existentes, relacionadas
aos feixes de zonas de cisalhamento de trends regionais nordeste-sudoeste, principalmente ao
longo das zonas de cisalhamento Arapá, Massapê, Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras,
estruturadas no contexto do Cinturão de Cisalhamento Noroeste do Ceará definido por Abreu
et al. (1988). No final do Cambriano, a Bacia de Jaibaras sofreu uma fraca inversão a partir da
reativação das anisotropias pré-existentes sob a atuação de um esquema transcorrente dúctilrúptil sinistral de direção geral NE-SW (NASCIMENTO; ABREU, 1994).
42
Figura 14 – Mapa geológico do Parque Nacional de Jericoacoara.
43
Figura 15 – Bloco de quartzito exibindo laminação plano-paralela
plano paralela composto por quartzo e minerais opacos,
dentro de uma estrutura sedimentar (paleoacamamento
(
S0).
Foto de C. Magini.
Figura 16 – Quartzito da Formação São Joaquim exibindo redobramentos de suavemente inclinados com eixo de
dobra Lbn sub-horizontal.
Numa subsequente deformação, houve a implantação de zonas de cisalhamento de
regime dúctil-frágil,
frágil, além de veios de quartzo e fraturas com fibras de quartzo, relacionados
com os últimos estágios da deformação brasiliana.
Os elementos rúpteis constituem a maior parte das estruturas estampadas nos
quartzitos. Existem sistemas de fraturas bastante penetrativas e bem distribuídos, que podem
ser associados a eventos de caráter rúptil. Estão inclusos juntas distensionais de alto ângulo e
44
direção principal NW-SE (FIGURA
(
17). Antunes (2004) ainda indica outros
outro dois conjuntos
de fraturas. Este estágio de deformação rúptil caracterizado por D1 e D2, especialmente no
leste do promontório, é reconhecido como um sistema associado à própria abertura do
Atlântico.
Figura 17 – Fraturas
raturas de alto ângulo e direção NW-SE
NW
no leste do promontório de Jericoacoara.
Figura 18 – Exemplo de falhas escalonadas no norte do promontório.
Ocorrem juntas de distensão, falhas e exemplos com comportamento híbrido
formando padrão escalonado (FIGURA 18).
). Todas as fraturas podem estar preenchidas por
45
calcedônia ou óxido de ferro, embora os preenchimentos silicosos sejam mais comuns nos
quartzitos próximos à porção leste da faixa de afloramentos (ANTUNES, 2004).
As lateritas são materiais muito intemperizados ricos em óxidos de ferro, alumínio
ou outros distribuídos amplamente por todo o território brasileiro, de acordo com Espíndola e
Daniel (2008). São quase isentas de bases e silicatos primários, mas podem conter grande
quantidade de quartzo e caulinita. Podem servir como marcadores estratigráficos e como
possíveis indicadores de paleoclimas. Algumas variedades tem valor econômico como
depósitos de ferro e alumínio ou como material de construção. São relatadas lateritas em
regiões tropicais, como na África e na Índia. Em regiões temperadas, ocorrem materiais
parecidos ou que foram afetados pelos mesmos processos, de acordo com Alexander e Cady
(1962). Sobre as lateritas da região de Granja, noroeste do estado do Ceará, Gentil et al.
(2009), as descrevem como duras ou que endurecem com a exposição a um clima único:
metade do ano seco e metade úmido.
As lateritas desenvolvidas no extremo norte do promontório de Jericoacoara são
frutos da oxidação/hidratação dos quartzitos e itabiritos, formando crostas lateríticas com
espessura métrica, ricas em manganês e ferro com estrutura botrioidal, fortemente cimentadas
e porosas (FIGURA 19). O clima marcado por baixos índices pluviométricos, temperaturas
altas, amplitude térmica baixa e alta taxa de evaporação juntamente com a posição
topograficamente elevada contribuem para a formação destes mantos lateríticos. Outros
fatores que controlam sua ocorrência são a litologia da área (biotita gnaisses e anfibólio
gnaisses do Complexo Granja e quartzitos do Grupo Martinópole) e a ocorrência de fraturas,
que favorecem o desenvolvimento de solos mais espessos e evoluídos.
A Formação Barreiras foi a primeira unidade estratigráfica mencionada no Brasil,
quando da redação da carta de Pero Vaz de Caminha ao Rei de Portugal, D. Manoel I.
Estende-se ao longo do litoral brasileiro, desde os estados do Rio de Janeiro até Amapá,
recobrindo depósitos sedimentares mesozoicos de diversas bacias costeiras (BEZERRA et al.,
2006).
Alguns autores realizaram estudos faciológicos da formação para determinadas
áreas do nordeste brasileiro. Entre os estudos mais recentes estão, por exemplo, Alheiros e
Lima Filho (1991), que individualizaram três fácies (leque aluvial, fluvial e flúvio-lagunar)
para uma área costeira que engloba os estados de Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do
Norte. Na região de Aracati, estado do Ceará, esta formação é descrita por Maia (1993) como
um conjunto de fácies de sistemas de leques aluviais, proximal e distal, recoberto por um
sistema fluvial anastomosado. Brandão (1995) realizou um mapeamento geológico da região
46
metropolitana da capital e descreveu a Formação Barreiras como composta de sedimentos
areno-argilosos com coloração avermelhada a creme, frequentemente com aspecto mosqueado
e com horizontes conglomeráticos e níveis lateríticos. Em outra pesquisa realizada em
Canguaretama, costa leste do Rio Grande do Norte, Menezes et al. (1998) descreveram
feições típicas de sistema fluvial meandrante e estuarino com crostas lateríticas nas camadas
superiores dos afloramentos. Numa porção costeira do norte do estado da Bahia que engloba a
cidade de Conde, Vilas Boas et al. (2001) dividiram a formação em duas unidades informais,
separadas por contato erosional, além de descreverem os processos deposicionais envolvidos.
Figura 19 – Lateritas com estrutura botrioidal no norte do promontório.
Leal (2009) descreve a formação na região da bacia do rio Cocó em Fortaleza
como capeada por paleodunas, dunas fixadas por vegetação e móveis, além do solo residual
da própria unidade que constitui os terraços pré-litorâneos quaternários.
No geral, esta formação engloba depósitos rasos de menos de 80 metros de
espessura, mal-selecionados, constituídos de arenitos médios a grossos com matriz argilosa
caulinítica, intercalados com conglomerados, argilitos e, por vezes, folhelhos caulinizados e
intemperizados no topo. De acordo com Braun (1971 apud Schobbenhaus e Brito Neves
2003), sua origem está ligada a um evento regional de basculamento no final do Cretáceo que
elevou o interior do continente sul-americano e abaixou a região costeira, onde se deu a
deposição dos sedimentos. Assim, são depósitos típicos de sistemas aluviais, fluviais e
costeiros. Segundo Martin (1988), seus sedimentos foram depositados sob condições de clima
47
semiárido, sujeito a chuvas esporádicas e violentas, o que levou à formação de amplas faixas
de leques aluviais coalescentes em sopés de encostas mais ou menos íngremes. O nível do
mar era mais baixo nessa época, o que proporcionou o recobrimento de uma ampla
plataforma. Era considerada de origem essencialmente continental até os anos 80. Estudos
sistemáticos, como os de Arai et al. (1988) e de Rossetti et al. (1989), a partir de então,
apontaram que esta unidade tem caráter marinho. Estudos recentes irrefutavelmente
demonstram a influência de oscilações eustáticas em sua origem e deposição em ambientes
transicional e marinho raso.
Recobrindo as litologias da área, especialmente a Formação Barreiras, ocorrem
unidades quaternárias representadas principalmente por sedimentos eólicos inconsolidados
acumulados em forma de dunas arenosas (fixas e móveis; paleodunas, barcanas, barcanoides,
lençóis de areia, parabólicas e longitudinais) ou por depósitos praiais, incluindo, em vários
trechos do litoral, as rochas de praia (beachrocks).
Os depósitos areno-argilosos inconsolidados praiais (ou depósitos litorâneos,
segundo Vasconcelos et al., 2004) são compostos de areia fina a grossa inconsolidada,
cascalho, seixo e pedregulho. Frequentemente, sua granulometria está entre 0,15 e 2,0 mm,
apesar de poder apresentar sedimentos desde calhaus (cobbles) de 4,76 a 76 mm até areia fina,
dependendo da área fonte, nível de energia da onda e inclinação da plataforma da região de
mar aberto (USACE, 1992). Constituem a faixa contínua coberta pela água do mar duas vezes
ao dia. Seu limite superior se estende até onde começa a vegetação ou outro ecossistema. No
mapeamento realizado por Vasconcelos et al. (2004), estes depósitos incluem as dunas.
Depósitos flúvio-marinhos são superfícies planas típicas de estuários. Situam-se
entre o nível médio da maré baixa de sizígia e o nível médio da maré alta equinocial. Em
outras palavras, sofrem grande influência da água marinha, pois são cobertas pelo menos duas
vezes ao dia pela água salgada. Compõem-se de areia, silte, argila (oriundos da desagregação
de vários tipos de rochas e trazidos pelas ondas, correntes litorâneas, pelo vento ou pelos rios)
e matéria orgânica resultante da decomposição de restos vegetais e animais (LABOMARSEMACE, 2006). O resultado da combinação destes fatores é um solo altamente salino,
pouco firme e com coloração cinza escuro onde os manguezais se adaptam bem.
4.2 Evolução tectônica da área
As rochas da Formação São Joaquim foram originalmente depositadas em
paleoambientes que transicionaram entre fluvial e deltaico com a sedimentação marginal do
48
tipo flysch (sequência de camadas intercaladas de arenitos gradacionais e folhelhos) em placas
fragmentadas do supercontinente Rodínia, cuja idade de fragmentação data do
Neoproterozoico (Período Toniano) há cerca de 750 a 700 Ma. Apresentam feições de
deformação mais complexas com redobramentos (FIGURA 20) e cisalhamentos, e uma forte
lineação de estiramento associada às transcorrências pós-nappes, finalizando a orogênses
Brasiliana. É uma cobertura alóctone e discordante sobre o embasamento paleoproterozoico
(Complexo Granja) este cuja idade U/Pb é de 2.0 G.a. (CPRM, 2010). Por volta de 700 Ma
(Toniano), o ambiente marginal passou a ter caráter colisional quando se iniciou o fechamento
dos oceanos existentes em função da colisão entre os crátons Amazônico, Oeste-África e São
Francisco-Congo (FIGURA 21). A colisão responsável por este fechamento foi o Ciclo
Brasiliano. Esta orogênese edificou os continentes Gondwana Oriental e Ocidental, este
último correspondendo ao local onde se encontra o Sistema de Dobramentos Médio Coreaú
(MONIÈ et al., 1997; TORQUATO, 1995; FETTER, 1999).
Figura 20 – Intenso dobramento e redobramento nos quartzitos da Formação São Joaquim.
A colisão entre os crátons e o fechamento das bacias marginais tonianas foi
caracterizada por sistemas de cavalgamentos (nappes) promovendo intenso dobramento e
redobramento dos sedimentos marginais, transformados então em metassedimentos do Grupo
Martinópole.
49
Figura 21 – Modelo geral do Ciclo Pan-Africano/Brasiliano
Pan Africano/Brasiliano no Neoproterozoico. 1 – Crátons; 2 – Coberturas
Fanerozoicas; 3 – Terrenos gnáissicos retrabalhados no Neoproterozoico: gnaisses mono e policíclicos, rochas
metassedimentares, migmatitos e granitos; 4 – Cinturões de dobras Pan-Africano/Brasiliano;
Africano/Brasiliano; 5 – Direção de
deslocamento dos crátons; 6 – Movimentos transcorrentes; 7 – Direção de transporte de nappes.
Fonte: Castaing et al., 1993.
Figura 22 – a) Estereograma da foliação Sn e dos paleoplanos de acamamento S0 mostrando mergulho
preferencial para SE e direção NE (22 medidas); b) Estereograma da lineação de estiramento e de eixo de dobras
paralelas e com caimento suave para SW (Lxn // Lbn); c) Estereograma dos planos de fraturas
fratura existentes no
afloramento da Pedra Furada, máximos obtidos a partir do pólo dos planos; os planos de fraturas (medida Clar)
posicionam os tensores δ1 na direção NE-SW
NE
e δ3 a SE-NW.
Após o regime dúctil (cavalgamentos e transcorrências) houve a abertura
abertur do
Oceano Atlântico durante a divisão de Pangea. A partir desta fase, a tectônica passou a ser
controlada pelo regime rúptil/frágil gerando uma série de falhas e fraturas. As fraturas
50
possuem dois pares ortogonais formando uma estrutura de blocos (FIGURA
(
22) que,
associada à foliação, teve forte influência na modelagem erosiva. O fraturamento,
fraturamento embora
mais frio, remobilizou óxidos de ferro, os quais preencheram fraturas e brechas na forma de
cimento (FIGURA 23).
Figura 23 – Protocataclasito a cataclasito (com fragmentos angulosos e matriz rica em remobilizados de óxidos
de ferro) truncando a foliação do quartzito.
Foto de C. Magini.
Figura 24 – Quartzitos e blocos soltos de coloração preta avermelhada (itabiritos).
51
Figura 25 – Quartzito exibindo foliação penetrativa paralela ao acamamento S0, fraturas preenchidas por óxido
de ferro proveniente das bandas de itabiritos.
Foto de C. Magini.
Figura 26 – Lineação de estiramento com forte milonitização dos quartzitos (Lx// Lbn).
Foto de C. Magini.
Esta transformação ocorreu na fácies xisto verde alto a anfibolito de baixa
pressão/alta temperatura (isógrada da sillimanita), o que levou à recristalização de pelitos e
arenitos formando xistos, filitos, quartzitos e porções de minerais pesados, interpretados como
antigos depósitos de placers em itabiritos intercalados aos quartzitos. (FIGURAS 24 e 25).
Em função destas colisões, foram surgindo zonas de escape lateral que configuraram
lineamentos transbrasilianos instalados posteriormente aos cavalgamentos. Estes movimentos
transcorrentes com foliação vertical contribuíram para a introdução de granitos e/ou formação
de extensas zonas miloníticas normalmente mais frias e de caráter retrogressivo e
52
milonitizando as rochas pré-existentes em vários locais, gerando neste momento uma forte
lineação de estiramento/quebramento mineral (FIGURA 26) (SANTOS et al., 1999;
SANTOS, 2004; NOGUEIRA, 2000; CPRM, 2010).
4.3 Paleoclima quaternário
A respeito do paleoclima durante o Pleistoceno, possivelmente houve influências
astronômicas em relação às mudanças climáticas durante a referida época e que estas
variações ocorreram em função de forçantes orbitais inerentes ao sistema planetário. Por
exemplo, em 1938, Milutin Milankovitch, um cientista sérvio, calculou a relação entre as
mudanças climáticas de longo prazo com ciclos astronômicos, a saber, a excentricidade
(eccentricity), a obliquidade (axial tilt) e a precessão (precession) da órbita da Terra
(IMBRIE; IMBRIE, 1979). Estes ciclos têm períodos de 94 a 122 mil anos, 42 mil anos e 19 a
23 mil anos, respectivamente. A excentricidade varia entre órbitas mais elípticas (cerca de
0,06) e mais circulares (cerca de 0,001), estando atualmente com aproximadamente 0,01. A
obliquidade varia entre 22 e 24,5º, atualmente inclinada a, aproximadamente, 23,5º. O efeito
da precessão é maior no chamado equador calórico (regiões próximas do Equador), que varia
ao longo do tempo, com períodos médios de 19 e 23 mil anos e extremos de 14 e 28 mil anos
(SILVA, 2007; FIGURA 27). Eles alteram a quantidade e localização da radiação solar sobre
a superfície terrestre, sendo a obliquidade e a precessão os mais atuantes neste sentido.
Segundo Berger (1980), as definições matemáticas de tais intervalos implicam que as
glaciações irão ocorrer quando:
(a) a longitude do periélio (onde a distância entre a Terra e o Sol é mínima) é tal
que o verão no hemisfério setentrional começa no afélio (onde a distância entre a Terra e o
Sol é máxima); em outras palavras, quando os verões são frios;
(b) a excentricidade é máxima, o que significa que a distância entre a Terra e o Sol
no afélio será a maior possível. Isso afeta não só a intensidade relativa e a duração das
estações nos diferentes hemisférios, mas também a diferença entre a insolação máxima e
mínima recebida ao longo um ano, uma diferença que pode chegar a 30 % para a órbita
elíptica máxima;
(c) a obliquidade é baixa, o que significa que a diferença entre verão e inverno é
fraca e o contraste latitudinal é grande.
53
A distribuição
ição das massas de ar e sistemas de ventos ficou
ficou comprometida ao longo
do Pleistoceno diante dessas mudanças. As temperaturas foram afetadas pela transferência de
calor através das correntes marinhas e aéreas.
aéreas Por ocasião do avanço das geleiras, os cinturões
de chuvas nas regiões temperadas deslocavam-se
deslocavam se sobre as regiões semiáridas (BIGARELLA
et al., 1994).
Figura 27 – Ciclos orbitais e suass variações ao longo do tempo geológico. Vide texto para maiores detalhes.
Fonte: Silva
va (2007), modificado de Imbrie e Imbrie (1980).
Segundo Imbrie e Imbrie (1979),
(
as glaciações se iniciam quando os verões são
frios, pois a diminuição na insolação inibe a fusão das geleiras, que, dessa forma, se
expandem, gerando grandes mantos de gelo (ice sheets) continentais. O aumento da área
glaciária intensifica também o albedo3 e a perda de energia calorífica, aumentando ainda mais
o volume e a área das geleiras. É por isso que as diferenças na insolação e a ocorrência de
períodos glaciais acontecem
em em função dos ciclos orbitais (SILVA, 2007).
2007) Se a energia
proveniente do Sol for constante, a quantidade de radiação solar que atinge o topo da
atmosfera em uma dada latitude e estação depende apenas das mudanças da posição do eixo
da Terra em relação aoo seu movimento em torno do Sol, as quais são produto dos efeitos
gravitacionais do sistema Terra-Sol-Lua
Terra
Lua e das influências dos outros planetas
pla
do sistema solar
3
Razão entre a irradiância electromagnética reflectida direta ou difusa e a quantidade incidente. Em outras
palavras, é a medida da reflectividade da superfície
su
de um corpo (NOVO, 2008).
54
(IMBRIE; IMBRIE, 1980; BERGER, 1980; DE BOER; SMITH, 1994 apud SILVA, 2007).
De acordo com Imbrie e Imbrie (1980), os padrões geográficos e sazonais de irradiação
dependem mais da obliquidade e da precessão do que da excentricidade.
Os principais ciclos de variação do nível do mar ocorreram em intervalos de cerca
de 100 mil anos ao longo dos últimos cerca de 800 mil anos, com máximas amplitudes de 120
a 140 m, envolvendo alterações no volume de gelo de 50 a 60 milhões de km3. Sobrepondo-se
a estes, ocorreram ciclos entre algumas dezenas de milhares de anos e mais curtos em termos
de duração (LAMBECK et al., 2002).
Durante a época pleistocênica ocorreram sete fases glaciais intercaladas com
períodos mais quentes4 (TABELA 3). A queda da temperatura em épocas glaciais pode ser
associada com o rebaixamento do nível do mar (regressão), clima mais úmido e predomínio
de intemperismo químico. Por outro lado, em períodos interglaciais, o decréscimo das calotas
polares resultou em um nível do mar mais alto (transgressão) e um clima mais seco, com
predomínio de intemperismo físico. Essas mudanças climáticas refletiram de diversas
maneiras conforme afetavam substratos de natureza diferentes. De modo que nas fases
glaciais, em função da semiaridez nas latitudes intertropicais, amiúde são registrados
depósitos de típicos de pedimentação, enquanto que na interglacial, registra-se o entalhamento
da drenagem e processos de coluvionamento (CASSETI, 2005).
Tabela 3 – Ciclos glaciais e interglaciais quaternários.
Época
Duração (ka A.P.)
Ciclos*
Holoceno
presente – 12
110 – 130
Flandriano
Würm/
Wisconsiniano
Riss-Würm
Interglacial (is)
130 – 200
Riss/ Illinoiano
Glacial
200 – 300/380
Mindel-Riss
Interglacial (is)
300/380 – 455
Mindel
Glacial (is)
455 – 620
Günz-Mindel
Interglacial (is)
620 – 680
Günz
Glacial
12 – 110
Pleistoceno
Interglacial
Glacial (is)
* Os nomes podem variar conforme a localidade.
A água evaporada nas fases glaciais não retornava aos mares, já que as
precipitações nas latitudes altas e médias eram acumuladas em forma de neve, aumentando o
4
Durante o Pleistoceno, a duração dos períodos glaciais foi maior do que a dos interglaciais, que ocorreram por
menos de 10 % do tempo (LAMBECK et al., 2002).
55
volume das calotas nos polos. A falta de retorno da água ao ciclo foi responsável pela redução
do nível marinho, razão por que os processos morfogenéticos erosivos trabalharam em função
de um novo nível de base geral (CASSETI, 2005). Nas fases interglaciais, a elevação da
temperatura e a consequente fusão dos glaciares, ampliava o nível marinho e afogava áreas
retrabalhadas nas fases glácio-eustáticas anteriores.
As fases glácio-eustáticas tiveram maior repercussão no Hemisfério Norte, devido
à maior área de terras emersas. Os efeitos das glaciações atingiram a América do Norte
(região dos Grandes Lagos) e grande parte do continente europeu. Na Europa são observados
depósitos de detritos rochosos glaciais (morainas) típicos de áreas adjacentes às geleiras, que
originaram patamares ao longo de vertentes, levando ao reconhecimento de quatro fases
glaciais, denominadas de Günz, Mindell, Riss e Würm, esta última sendo a mais recente,
intercaladas por fases interglaciais. Em várias partes do mundo desenvolveram-se glaciares
alpinos durante as glaciações que, por ocasião de sua descida pelas encostas, entalhou vales
em “U”, decorrentes da erosão e atrito com o embasamento. O derretimento do gelo, durante a
consequente fase de deglaciação, elevou o nível do mar provocando o afogamento dos fiordes,
resultando numa sucessão de pequenas ilhas, como na Terra do Fogo (sul da América do Sul)
(CASSETI, 2005).
Mudanças isostáticas acompanharam as glaciações e deglaciações pleistocênicas.
Essa é uma consequência direta da pressão e alívio decorrente do congelamento e
derretimento do gelo sobre os mares e continentes. Por exemplo, relata-se que na região da
Escandinávia, a subsidência acionada pelo acúmulo de gelo refletia na crosta interna,
provocando deslocamento de massa, com elevação das áreas periféricas (CASSETI, 2005).
Na fase interglacial, assim como na holocênica atual, o alívio de carga no centro da calota, em
decorrência da fusão do gelo, acarretou o soerguimento da crosta interna e, conseguintemente,
abaixamento da periferia por compensação. Além disso, sofreu afogamento acarretado pela
fusão do gelo no pós-würmiano, fenômeno conhecido por Transgressão Flandriana.
Durante o interglacial de Riss-Würm, os invernos europeus evidentemente eram
mais úmidos do que as condições atuais. Já no sul dos Alpes, especialmente no final deste
interglacial, as temperaturas caíram para condições mais frias e secas (KASPAR et al., 2005).
Nessa época, um pulso seco ocorreu na Europa central por 468 anos, quando, por volta de 114
ka A.P., um período glacial tornou a ocorrer (SIROCKO et al., 2005).
Wang et al. (2004) indicaram que períodos mais úmidos no Nordeste tropical do
Brasil, nos últimos 210.000 anos, podem ser explicados por um deslocamento da ZCIT. Isso
56
afetou algumas feições dos campos de dunas costeiras desta região em uma escala de tempo
mais curta, de dezenas de milhares de anos, segundo pesquisas de Levin et al. (2009).
Um estudo feito por Pessenda et al. (2010) com isótopos de carbono e registros de
carvão em solos indica que, no Pleistoceno tardio, houve expansão de vegetação em partes
dos estados do Ceará, Piauí e Paraíba, assim como no final do Holoceno. Entre 18 e 11,8 ka
A.P., a vegetação do tipo arbórea dominava o nordeste do Brasil, o que indica um clima
úmido. Fragmentos de carvão no solo nesta região indicam que savanas expandiram-se de
cerca de 10 ka a 3,2 ka A.P. em função de uma fase climática mais seca. Entre 3,2 e 2 ka A.P.,
as pesquisas com isótopo de carbono sugerem uma expansão de florestas e o retorno de um
período úmido.
4.4 Paleoníveis marinhos na Ponta de Jericoacoara
A respeito das evidências de nível marinho alto encontradas no Ceará, alguns
autores acreditam que nos últimos 7.000 anos, em geral, as encontradas no Ceará mostram
similaridade com a evolução proposta para o litoral leste do Brasil. Estas evidências,
abordadas em trabalhos anteriores (MEIRELES, 1991; MEIRELES; MAIA, 1998) foram
verificadas nos trabalhos de campo do Zoneamento Ecológico-Econômico do Ceará da Zona
Costeira do Estado do Ceará (MAIA et al., 2005), especialmente na praia de Jericoacoara.
Vários trabalhos realizados no Ceará mostram a presença de vários testemunhos
das flutuações do nível do mar durante o Quaternário principalmente os mais elevados, como
a presença de terraços marinhos e paleoplataformas de abrasão, e outros, que incluem as
antigas linhas de rochas de praia (beachrocks), paleomarismas e várias gerações de dunas
(MEIRELES, 1991; MAIA et al., 1993). Níveis de testemunhos abaixo são mais difíceis de
determinar por causa da sua imersão, mesmo que fossem identificados por alguma evidência
geofísica marinha, tais como a presença de paleovales nas bacias da plataforma continental,
materiais detríticos na base do talude continental (MAIA, 1998) e plataformas e escarpas
submersas em vários níveis em mar aberto (BIRD, 2008).
As feições materializadas pelos quartzitos ou as rochas de praia na praia de
Jericoacoara tornam evidente que o nível do mar esteve, alguns milhares de anos atrás, alguns
metros acima do atual em mais de um episódio de regressão e transgressão.
A Pedra Furada é um arco marinho natural (natural sea arch), uma abertura em
uma encosta rochosa erodida por processos marinhos (FIGURA 28). As ondas representam o
principal agente erosivo que, por milhares de anos, escavaram juntas, falhas e fraturas pré-
57
existentes nas rochas deste pequeno braço de mar. A ação da erosão marinha fica bem
evidente em função do polimento da formação rochosa. Este processo tem sido incrementado
pelos sais presentes na água marinha e no vapor d’água que entram em fraturas e poros da
rocha. Ao cristalizarem-se, os sais forçam a desintegração rochosa. O resultado é uma
superfície rochosa polida com cantos arredondados. A força da gravidade tem contribuído
para que os blocos rochosos se descolem e despenquem, fazendo com que a abertura fique
cada vez maior. Outros pequenos arcos marinhos são vistos ao longo da parte norte do
promontório.
Figura 28 – Pedra Furada, famoso arco marinho de Jericoacoara.
É interessante notar que a NABS (sigla em inglês para The Natural Arch and
Bridge Society) considera como arco marinho natural uma exposição rochosa que tem uma
abertura que vai de um lado ao outro, formado pela remoção seletiva de rocha natural,
deixando uma estrutura relativamente intacta. Parece um conceito bastante simples, mas
existem algumas sutilezas nesta definição que a NABS (2007) insta que devem ser analisadas.
Por exemplo, um arco natural deve ser feito de rocha. Em segundo lugar, a rocha deve estar
exposta e substancialmente rodeada por ar. Terceiro, a abertura deve ser esculpida
completamente em rocha. Em quarto lugar, o buraco deve ter se formado a partir de remoção
selectiva de rocha natural. Um bloco ou matacão que criou um buraco, caindo contra ou entre
outras rochas não se qualifica. Em quinto lugar, a estrutura de rocha circunda o buraco ainda
deve estar relativamente intacta. Nenhuma lacuna de ar pode existir na estrutura de pedra. E,
58
finalmente, seu tamanho deve ser tal que a percepção humana claramente faz uma distinção.
Um orifício muito pequeno pode ser tecnicamente um arco natural, mas insignificante.
Diante dessas definições, certamente a Pedra Furada pode ser considerada um
arco marinho natural e ainda figurar na lista que a NABS divulga através da internet e
publicações, tanto para cientistas quanto para o público em geral.
A plataforma de abrasão da área é materializada pelos quartzitos da Formação São
Joaquim. A maior parte da franja deste promontório foi camuflada pelos sedimentos praiais e
de dunas. Quando são vistos, mostram-se dissecados e irregulares – reflexo da estrutura
rochosa intrincada e da ação abrasiva das ondas (FIGURA 29).
Rochas de praia (beachrocks) são constituídas de sedimentos depositados em
ambiente praial que sofreram rápida cimentação por carbonato de cálcio. No Ceará, as rochas
de praia possuem matriz com teores de grãos sub-angulosos a sub-arredondados de quartzo de
45 a 57%, com granulometria entre 0,05 e 2,2 mm, de silte (silt) a cascalho (gravel).
Fragmentos biodetríticos, feldspatos e fragmentos de rochas perfazem o restante do total
(arcabouço). No caso de Jericoacoara, são comuns os arenitos de praia conglomeráticos com
blocos ou calhaus (cobbles) quartzíticos bem arredondados em função do ambiente de praia
ser de alta energia.
As rochas de praia estão presentes tanto na região de pós-praia plana ou
suavemente inclinada próximo da vila de Jericoacoara ou no leste do promontório quanto nas
áreas escarpadas ao longo da área setentrional. Elas situam-se aproximadamente na parte
superior da faixa de variação das marés atual. Ficam expostas durante a maré baixa (quando a
maré recua vários metros mar adentro) e pouco cobertas durante a maré alta.
O cimento das rochas de praia do litoral do Ceará, composto de alto-Mg, é um
indicativo de que a precipitação ocorreu a partir da água marinha, a qual contém boa
quantidade de íons de cálcio e magnésio. As condições climáticas secas, especialmente no
segundo semestre do ano, podem explicar a evaporação da água do mar enclausurada nos
poros dos sedimentos praiais. Na região intermarés o cimento carbonático é precipitado, onde
ocorre a interação da água doce meteórica (de onde vem o carbonato) com a salgada,
combinada com a alta taxa de evaporação.
As rochas de praia estão dispostas em faixas descontínuas de até 20 metros de
largura (FIGURA 30). Mergulham suavemente em direção ao mar. Apresentam estruturas de
dissolução marinhas basais que, após sofrerem diáclase, tornam suscetíveis a formação de
placas. No topo, verifica-se a formação de estruturas em marmita (FIGURA 31). Também foi
59
observada estratificação cruzada planar. Enquanto as rochas de praia
praia são formadas na região
superior da antepraia (nearshore
nearshore),
), nos níveis mais baixos da maré vão sendo erodidos.
Figura 29 – Plataforma de abrasão dissecada com estruturas em notch à direita. Pilares marinhos ao fundo. Vista
para o leste.
beachrock) próximo à vila de Jericoacoara.
Figura 30 – Rochas de praia (beachrock
O regime de marés em Jericoacoara varia de micromaré durante a baixa-mar
baixa
a
mesomaré durante a preamar, atingindo até 3,1 m de amplitude (DHN, 2010). O estirâncio
(foreshore)) chega a quase 200 m em frente à vila, onde a inclinação de praia situa-se
situa entre 1º
60
e 2º, ao passo que em outros trechos do norte é ausente, onde o mar choca-se
choca diretamente com
a escarpa rochosa.
Figura 31 – Detalhe das estruturas em marmita na rochas de praia e sua inclinação
ção suave em direção ao mar.
Figura 32 – Cavernas esculpidas em quartzito na parte central da Ponta de Jericoacoara (setas vermelhas) e
embaixo (seta clara),
), estrutura em forma de entalhe basal (wave-cut
(
notch).
As cavernas foram esculpidas no quartzito e se encontram a cerca de 6 metros
acima do nível do mar atual (FIGURA
(
32).
). As numerosas fraturas e juntas na encosta rochosa
certamente contribuíram para o processo de abertura destas feições. Outras feições erosivas
erosi
no
61
local são os entalhes basais (wave-cut notches), cavidades polidas e arredondadas que se
estendem lateralmente ao longo do sopé da encosta rochosa, em geral, paralelas à linha de
costa (FIGURA 32).
4.4.1 Processos de formação
Os afloramentos de quartzito, situadas no limite superior da face de praia,
encontram-se marcados pelo desenvolvimento de uma série de feições de erosão marinha,
incluindo cavernas, entalhes basais (wave-cut notches) e paredões rochosos (cliffs) atualmente
posicionados em cotas altimétricas mais elevadas do que o nível médio das marés.
Adicionalmente, é possível observar a formação de rochas de praia (beachrocks) em níveis
mais elevados que o mar atual, que indicam também as oscilações do nível do mar ao longo
dos tempos5. A seguir, dar-se-á ênfase aos processos que dão origem às formas acima citadas.
Três quartos das linhas de costa do mundo são escarpadas e rochosas
(SUNAMURA, 1992) e regridem como resultado da erosão marinha em sua base,
acompanhada de erosão subaérea na frente da falésia. São influenciadas pela geologia,
estrutura e litologia das formações rochosas que afloram na costa e sua resposta a processos
de erosão e intemperismo (BIRD, 2008).
O substrato rochoso em Jericoacoara, por exemplo, é basicamente composto de
quartzito, uma das rochas mais duras e resistentes ao intemperismo subaéreo (físico, químico
e biológico) e marinho. Este substrato tem idade neoproterozoica, entretanto, o formato
irregular desta faixa de costa tem sido, ao longo dos últimos períodos geológicos,
influenciado pela subida e descida do nível do mar, especialmente durante o Pleistoceno e o
Holoceno, gerando interessantes feições geomorfológicas.
As partes mais resistentes da formação rochosa costeira dão origem a saliências,
como os pilares marinhos (stacks) posicionados dentro do mar e na faixa de praia e os blocos
soltos na praia. Ao passo que a encosta rochosa regride, esses pilares, chamados na literatura
de ilhotas residuais (residual islets), ficam isolados, sendo formados tanto pelo colapso de um
arco natural quanto pelo corte transversal de uma enseada ao longo de uma zona de fraqueza.
Depois, são gradualmente reduzidos pela erosão marinha e podem ser escavados até seu total
colapso, sobrando apenas uma base plana (BIRD, 2008).
5
Nos trabalhos de campo do ZEE, foram encontrados outros tipos de evidências de oscilação do nível do mar,
como exumação de paleomangues ao longo de todo o litoral cearense, cordões litorâneos soldados ao continente
em Icapuí, Almofala e Acaraú e Bitupitá e paleobeachrocks imersos nas dunas da Volta do Rio em Itarema.
62
As partes mais fracas geram paredões rochosos verticais ou inclinados,
dependendo da configuração dos planos de fraqueza da rocha (falhas, fraturas, juntas,
clivagens, foliações e lineações). Estas estruturas podem ser escavadas por processos
intempéricos e abrasivos (ondas) e, consequentemente, podem dar origem a cavernas, fendas e
fissuras e inlets (pequenos braços de mar). As encostas serão mais arredondadas quando os
afloramentos forem camuflados pela vegetação ou manto de intemperismo. Se a erosão
marinha cessar, os sedimentos provenientes da escarpa podem formar um depósito basal de
talus.
A erosão começa com a remoção de material rochoso tanto em escala
macroscópica quanto em microscópica. As rochas cristalinas obviamente são muito resistentes
à erosão. Segundo Sunamura (1992) a taxa de erosão de encostas graníticas é de 1 mm por
ano. Adicionalmente, a formação de cavernas em quartzitos não necessariamente envolve a
dissolução da rocha, como é o caso das cavernas calcárias. Segundo Briceno et al., 1990 isto
se dá preferencialmente pelo fluxo de água que causa erosão ao longo de zonas de fraqueza,
como planos de acamamento, falhas e fraturas. Segundo estes autores, a formação deste tipo
de topografia depende dos efeitos do intemperismo químico juntamente com a constante
remoção de detritos. Jennings (1983 apud Wray, 1997) enfatiza que a dissolução remove uma
pequena porção da rocha (cerca de 10 a 20% do volume total) mas que o ataque químico
produz um volume considerável de resíduos em rochas silicatadas, que devem ser removidos
pelo transporte físico. Isso requer obviamente, de acordo com Wray (1997), um abundante
suprimento de água, preferencialmente em condições vadosas. Assim, os processos de erosão
física são muito importantes, se não os mais importantes, na formação de cavernas em rochas
quartzíticas (WRAY, 1997).
As cavernas (caves) são encontradas mais em formações rochosas duras do que
em frágeis. Se uma caverna é formada no promontório, ela pode eventualmente se quebrar até
o outro lado, formando um arco marinho natural (natural sea arch). O arco gradualmente se
alargará até que não possa mais apoiar seu topo ou lintel. Quando o colapso acontece,
permanece um pilar marinho (stack). Este pilar pode ser adicionalmente desbastado e formar
um stump, palavra inglesa que significa “toco” (FIGURA 33).
Os entalhes basais (wave-cut notches) também são construídos através do engaste
de rochas pela ação da água. Evidentemente, este tipo de feição, junto com os costões
rochosos, leva tempo para ser formado, o que implica que o mar permaneceu num mesmo
nível ou próximo por um período prolongado de tempo.
63
Figura 33 – Desenho esquemático de algumas feições de erosão costeira presentes na Ponta de Jericoacoara: 1 –
arco marinho (natural sea arch);
); 2 – pilar marinho (stack) e 3 – “toco” marinho (stump
stump).
As rochas ou arenitos de praia (beachrocks)
(
) são formações rochosas consolidadas
rapidamente pela precipitação de carbonatos na zona de variação do nível d’água subterrâneo,
zona esta também relacionada com a subida e descida das marés e com máximo grau de
alternância entre clima seco e úmido (BIRD,
(BIRD, 2008). De acordo com Turner (2005),
(
eles
geralmente se formam sob uma fina camada de sedimento e assentam-se
assentam
sobre areia
inconsolidada, embora possam ser encontrados sobre qualquer
qualquer tipo de embasamento.
Entre os principais mecanismos de formação dos arenitos de praia estão: (a) a
precipitação de calcita ou aragonita de alto teor de Mg provenientes da água do mar como
resultado de altas temperaturas, supersaturação de CaCO3 e/ou
ou evaporação; (b) precipitação
físico-química
química de calcita ou aragonita de baixo teor de Mg pela mistura de águas subterrâneas,
meteóricas ou não, com a água do mar; (c) precipitação físico-química
físico química de calcita e aragonita
pela desgaseificação de CO2 da água dos poros dos sedimentos praiais e; (d) precipitação de
carbonato de cálcio micrítico como subproduto de atividade microbiológica (TURNER,
2005).
As porcentagens de cimento carbonático estão entre 12 e 42 % e a porosidade
intergranular,, de acordo com Maia et al. (1997) para as rochas de praia do litoral cearense, é
de 6 a 29 %.. A característica dos cimentos revela a origem marinha, onde o HMC (cimento
calcítico com alto Mg) apresenta
apre
altos teores de Na e Sr, os valores isotópicos de oxigênio são
próximos de zero e os de Ca
C são superiores a 2% (MAIA et al.,, no prelo). Levando-se
Levando
em
conta que a quase totalidade das rochas de praia do Ceará está relacionada à desembocadura
de rios, estes autores consideram que há uma interação entre os ambientes fluvial e marinho
marin
para ocorrer a precipitação do carbonato na linha de costa, por contraste entre a salinidade das
águas do rio e a do mar.
64
4.5 Dinâmica de dunas
Dunas são cômoros ou cadeias de areia empilhadas pelo vento. São comuns no
mundo todo. As únicas regiões em que isso não ocorre são nos polos Ártico e Antártico. A
largura de dunas individuais varia de menos de 1 m a várias dezenas de quilômetros, ao passo
que a altura varia de poucas dezenas de centímetros a mais de 150 m (PYE; TSOAR, 1990).
Dunas muito grandes, em que pequenas dunas estão superimpostas, são chamadas de
megadunas ou draas (FIGURA 34).
Figura 34 – Megabarcana em Jericoacoara. Braço em primeiro plano e sotavento em segundo.
De acordo com Andrews et al. (2009), dunas costeiras são formas de relevo
complexas e, portanto, difíceis de estudar dada a interação que ocorre entre a topografia,
vegetação e processos eólicos que movimentam areia em todo o sistema.
A magnitude do suprimento de areia depende da natureza e granulometria das
litologias que afloram na área, através do intemperismo e taxa de denudação, e pela
efetividade de outros processos de transporte de sedimentos que selecionam e transportam
areia a locais onde estes se tornam expostos à ação do vento (PYE; TSOAR, 1990).
Dunas são criadas pela interação entre uma determinada quantidade de areia e
algum fluido (LANCASTER, 1995), como o vento ou a água (rios, correntes de maré, etc.).
As formas resultantes são dinamicamente similares, independente do tipo de fluido condutor.
Sua morfologia reflete: (1) as características dos sedimentos, especialmente o tamanho do
65
grão e (2) o vento de superfície (tanto a tensão de cisalhamento de superfície local, que
determina a taxa de transporte de areia, como a variabilidade
variabilidade do regime anual de ventos),
ve
de
acordo com Lancaster (1995
1995).
As dunas móveis são depósitos de sedimentos inconsolidados de origem eólica e,
portanto, bem selecionados, de granulometria fina a média e distribuídos ao longo de uma
faixa de largura variável
el em todo o nordeste brasileiro. Sua espessura média é de 20 metros e
sua altura 40 metros no litoral fortalezense. Seus sedimentos são areias brancas, quartzosas,
constituídas de grãos foscos em função do impacto entre eles durante o transporte pelo vento.
vent
Contém minerais pesados, especialmente ilmenita, oriundos do
do embasamento, conforme
Brandão (1995).. Os tipos de dunas mais comuns no Ceará são barcanas, transversais, sand
sheets, parabólicas e hummocks.
hummocks. Porém, no mapeamento das unidades geoambientais
realizado por LABOMAR--SEMACE
SEMACE (2006), foram individualizados apenas as paleodunas,
dunas fixadas por vegetação, eolianitos e dunas móveis.
A respeito das gerações de dunas encontradas no Ceará, três
três a quatro gerações são
identificados na literatura. Maia (1998)
(1998) fez uma estimativa indireta através de uma análise
com base em critérios estratigráficos, sedimentológicos e pedológicos, associando-os
associando
com
diferentes níveis do mar durante o Quaternário. Isto foi feito considerando a posição de dunas
e sua pedogênese,, e interpretando as condições necessárias para seu desenvolvimento e tendo
em conta a curva do nível do mar para a costa brasileira, calculada por Martin et al. (1979).
Figura 35 – Relações estratigráficas entre as gerações de dunas.
Fonte: modificado de Maia, 1998.
paleodunas sem formas definidas e
A geraçãoo mais antiga é composta de paleodunas
depositadas diretamente na parte superior da Formação Barreiras. As palaeodunas possuem
66
frequentemente um elevado grau de pedogênese com solos bem desenvolvidos. O grau de
pedogênese e o fato de se encontrarem no topo da Formação Barreiras foram usados por Maia
(1998) para associar a formação das palaeodunas com o nível do mar durante o Pleistoceno.
As paleodunas são depósitos eólicos sem forma definida e avermelhados em função do grau
de oxidação do ferro (cimento limonítico) nos grãos de areia. Sua granulometria varia de 2 e
0,2 mm. Sua origem está ligada à Transgressão do Pleistoceno (Penúltima Transgressão,
segundo Bittencourt et al. 1979), ocorrida há 120.000 anos atrás.
A segunda geração é composta por dunas parabólicas estabilizadas constituídas de
quartzo médio a fino não consolidado, de moderados a bem-selecionados e com cores
variando de laranja a cinza. De acordo com Jimenez et al. (1999), elas têm forma de “U” e
“V” em planta com alturas de 20 a 40 m, comprimento de 1200 a 2000 m e largura de 320 a
460 m. Elas podem ser encontradas como dunas isoladas ou agrupadas em sistemas
complexos, embora em todos os casos, são fixadas por vegetação arbustiva. Maia (1998)
assumiu que as dunas parabólicas devem ser mais antigas que os mais altos níveis do mar
durante o evento transgressivo, porque estão separadas da costa por uma palaeofalésia e uma
superfície de erosão do Holoceno (FIGURA 35).
A terceira geração de dunas é composta por eolianitos, que estão acima dos
terraços marinhos do Holoceno, mas abaixo do sistema de dunas móveis atuais. De acordo
com Yaalon (1967 apud JIMENEZ et al., 1999), sua formação requer um período chuvoso
com chuva suficiente para o carbonato de cálcio ser solubilizado a partir de fragmentos de
concha na areia, para formar uma solução, e uma estação fria e seca durante a qual o
carbonato de cálcio se precipita e forma o cimento. Estas exigências ambientais são
claramente satisfeitas pelo clima regional na área de estudo. Maia (1998) associa essas
condições de formação com o nível de mar mínimo de 4000 A.P., quando areias ricas em
carbonato estavam disponíveis para formar estas dunas. Aflora na costa noroeste do estado do
Ceará.
Uma última geração de dunas compreende as atuais dunas ativas que se estendem
ao longo do litoral e inclui barcanas, barcanoides e lençóis de areia. Atualmente, as dunas
ativas estão migrando para o topo das gerações mais velhas de dunas. Segundo estimativa
feita por Maia (1998), as condições originais de formação das dunas ocorreu durante um
período de nível de mar baixo, durante os últimos 2000 anos.
67
4.5.1 Classificações de dunas
Sobre a classificação das dunas, muitas tentativas têm sido feitas baseando-se na
combinação de fatores tais como o formato, número e orientação das faces de deslizamento
em relação ao vento dominante e grau de mobilidade6.
De acordo com Tsoar (2005), as dunas podem ser livres de vegetação e ativas,
parcialmente vegetadas e ativas ou inteiramente vegetadas e fixas, sendo que estas últimas
podem ter apresentado certa mobilidade no passado, sob regimes climáticos mais secos.
Uma classificação morfodinâmica em Hunter et al. (1983) indica a existência de
três tipos de dunas – longitudinais, transversais e oblíquas (FIGURA 36b). Estes autores
sugerem o uso do termo “longitudinal” para dunas com linhas de crista paralelas (± 15º) em
relação à resultante da direção de transporte (resultant sand transport direction). As
transversais são aquelas cujas cristas são orientadas perpendicularmente (± 15º) ao vetor de
transporte. E as oblíquas têm suas linhas de crista orientadas entre 15º e 75º em relação ao
vetor. De acordo com Pye e Tsoar (1990), na prática, é difícil de enquadrá-las nesta
classificação dada a falta de dados eólicos de longa data e a divergência entre a direção de
transporte local e a prevista pela estação meteorológica mais próxima.
A classificação de dunas segundo sua morfologia divide-as em crescentes,
lineares e do tipo estrela (FIGURA 36a). A família das dunas crescentes consiste de dunas
com uma assimetria distinta e frequentemente conta com uma crista sinuosa. São construídas
sob regime de vento unidirecional. Inclui barcanas e barcanoides. Dunas lineares são mais
simétricas e longas, com cristas retas ou sinuosas e face de deslizamento apenas na parte
superior da duna. Deve a sua dinâmica à ação de ventos bimodais de cada lado da duna. As
dunas estrela apresentam vários braços com cristas distintas que se espalham de um ou mais
picos centrais.
Outros tipos de dunas incluem as parabólicas, as zibars, as dômicas (dome dunes)
e as coppice dunes. As parabólicas tem forma de U e seus braços são estabilizados
parcialmente pela vegetação, enquanto que a porção central migra. As dunas zibar são baixas,
arredondadas e associadas a grãos muito grossos. Dunas em forma de domo tem a aparência
de barcanas mas sem uma face de deslizamento. Montes de areia desenvolvidos em volta de
moitas são chamadas de coppice dunes (READING, 1996). Adicionalmente, as dunas podem
6
A longa história de trabalhos sobre sistemas eólicos arenosos tem gerado uma extensa terminologia para a
classificação de dunas e nenhuma é universalmente aceita. O mesmo termo pode ser usado de diferentes
maneiras na literatura (READING, 2004).
68
ser simples, compostas ou complexas (megadunas) de acordo com McKee (1979). Dunas
simples consistem em formas individualizadas separadas de outras dunas. As compostas são
constituídas de duas ou mais dunas do mesmo tipo superimpostas entre si. As complexas
consistem de dois ou mais tipos diferentes de dunas simples que se superpõem umas às outras
(PYE; TSOAR, 1990).
Figura 36 – Classificação de dunas (a) baseada na morfologia com vista em planta e perfil para dunas simples e
em planta para compostas e complexas; (b) baseada na morfodinâmica com a direção da crista em relação à
resultante da direção de transporte; (c) provável variação morfológica e morfodinâmica dos tipos de dunas.
Fonte: Reading, 1996; (c) modificado de Hunter et al, 1983; Kocurek, 1991.
Segundo Pye e Tsoar (1990), as dunas simples podem ser divididas em três grupos
básicos: (a) aquelas cujo desenvolvimento está relacionado a obstáculos topográficos, (b)
aquelas que podem ser consideradas auto-acumuladas (autogênicas, autogenic dunes) e (c)
aquelas cujo desenvolvimento é fortemente governado pela vegetação (fitogênicas,
phytogenic dunes). A primeira categoria é dividida em acumulações a barlavento, que inclui
69
dunas em rampas ascendentes (climbing dunes) e echo dunes,, acumulações a sotavento, que
inclui lee dunes e dunas
unas de precipitação (falling
(
dunes), e dunas de topo de falésias (cliff-top
(
dunes).. Dunas acumuladas em função da rugosidade do terreno ou de flutuações
aerodinâmicas (self-accumulated
accumulated dunes)
dunes) incluem barcanas, cadeias barcanoides e dunas
lineares não vegetadas
tadas (chamadas de seif), dunas dômicas (dome
dome dunes)
dunes e dunas estrela ou
piramidais (star dunes).. As dunas formadas pela acumulação de areia relacionada à presença
de vegetação incluem as parabólicas (parabolic
(
dunes), as lineares vegetadas (vegetated
(
linear dunes), e as dunas coppice
oppice ou hummock (FIGURA 37).
Figura 37 – Classificação de Dunas Simples.
Simples
Fonte: modificado de Pye;; Tsoar (1990).
As dunas mais comuns em ambientes desérticos são as lineares (vegetadas e não
vegetadas) e as transversais. No entanto, há uma variação considerável entre as diferentes
regiões do planeta, com predomínio de parabólicas e do tipo hummock em regiões costeiras
úmidas e campos de barcanas e cadeias barcanoides transversais em regiões costeiras
semiáridas (ILLENBERGER, 1988 apud PYE; TSOAR, 1990).
Ass dunas mais comuns no Estado do Ceará são barcanas, transversais, sand
sheets, parabólicas e hummocks (SEMACE-LABOMAR,
MAR, 2006). No Parque Nacional de
Jericoacoara, predominam as barcanas, cadeias barcanoides, dunas frontais e, em função
disso, receberão maior enfoque neste trabalho.
70
4.5.1.1 Barcanas
Barcanas são dunas transversais estáveis que ocorrem isoladamente em terreno
plano com uma cobertura de areia parcial (HOWARD et al., 1978). Segundo Bourke e Goudie
(2009), barcanas são dunas móveis individuais de formato crescente com os dois braços ou
asas (arms ou wings) voltados para a direção de movimento da duna. Ou ainda, segundo Pye e
Tsoar (1990), são dunas crescentes isoladas cujos braços (horns) apontam para a direção do
vento. Conjuntos de dunas transversais em áreas de fluxo vento unidirecional geralmente
formam cadeias de dunas barcanoides. Barcanas formam-se sob um regime de ventos fortes
que sopram em uma direção quase constante (BAGNOLD, 1941 apud HOWARD et al.,
1978) e são notáveis na medida em que preservam sua forma e tamanho ao migrar por longas
distâncias na direção do vento (LONG; SHARP, 1964).
O formato das barcanas é função do tamanho do grão, velocidade e grau de
saturação do fluxo de vento que incide sobre elas e a variabilidade da direção do vento
(HOWARD et al., 1978). Grãos menores ou velocidades altas de vento produzem um
barlavento mais íngreme e brusco. A baixa saturação do fluxo em áreas interdunares produz
dunas em formato de lua crescente aberta (open crescent-moon-shaped dunes), enquanto que
a alta saturação produz a forma de um dorso de baleia (whaleback form), com uma pequena
face de deslizamento.
O tamanho das barcanas pode ser proporcional às escalas atmosféricas naturais
(natural atmospheric scales), à idade da duna ou à rugosidade do barlavento. A rugosidade do
barlavento pode ser controlada por elementos fixos ou pela areia em saltação. Neste último
caso, a escala da duna pode ser proporcional à velocidade do vento e inversamente
proporcional ao tamanho do grão. Entretanto, pelo fato de a efetividade da velocidade para
transporte aumentar com o tamanho do grão, a escala da duna talvez aumente com o tamanho
do grão como observado por Wilson (1973).
São encontradas em várias partes do mundo, como no Peru, na Namíbia, no
Marrocos (SAUERMANN et al., 2000), nos EUA (SHARP; LONG, 1964), entre outros.
Nestes campos de dunas são encontrados milhares de dunas, geralmente do mesmo tamanho.
A altura das dunas varia de 1,5 a 10 m, o comprimento de 40 a 150 m e a largura
de 30 a 100 m. O barlavento inclina-se entre 8º e 20º (ou, no máximo 12º, segundo Bourke e
Goudie, 2009) e é limitado na parte superior da duna por uma borda ou crista bem marcada
chamada de brink (beirada, borda), que coincide em muitos casos com a crista da duna e
71
separa o barlavento do sotavento. O sotavento é caracterizado por uma face de deslizamento
com ângulo entre 33 e 34º. Avalanches de areia acontecem no sotavento.
Elas geralmente ocorrem em áreas de suprimento sedimentar limitado, em
superfícies planas e em locais com baixa precipitação (no geral, menos de 100 mm por ano).
A cobertura vegetal é esparsa e os ventos são quase bimodais em direção, segundo Bourke e
Goudie (2009). Estes autores afirmam que as barcanas ocorrem em regiões onde o índice
direcional varia normalmente de 0,7 a 0,9 (regimes de transporte de areia unidirecionais
apresentam valor 1 enquanto que regimes onde ventos vem quase que igualmente de todas as
direções tem valor 0). Em escala global, as barcanas são quantitativamente de significância
limitada – menos de 1% de todas as areias de dunas na Terra estão contidas dentro delas
(WILSON, 1973). Em Marte, dunas transversais, incluindo barcanas, são as formas mais
comuns.
Em 1978, Howard et al. afirmaram que apesar de haver vasta literatura descritiva
e algumas medidas quantitativas da forma, a taxa de migração, texturas sedimentares, uma
explicação quantitativa da geometria, o tamanho e a natureza automantenedora dessas dunas
transversais são informações escassas. De acordo com Bourke e Goudie (2009), poucos
trabalhos têm sido realizados sobre a variedade morfológica de dunas barcanas.
Em 1964, Long e Sharp, com base na razão entre o comprimento do declive de
barlavento (windward slope) e a distância entre os braços ou asas da duna, dividiram-nas em
Fat (≥ 1), Pudgy (0,75), Normal (0,5) e Slim (0,25). Bourke e Goudie, no entanto,
modificaram ligeiramente estes intervalos para 0,125 – 0,375 (slim), 0,376 – 0,625 (normal),
0,626 – 0,875 (pudgy) e 0,876 – 1 ou mais (fat), de acordo com a figura 38.
As barcanas simétricas clássicas dos tipos slim e normal são as mais simples que
podem existir. Elas também aparentam ser bem angulares em planta. Apresentam uma
variedade grande de tamanhos, algumas com 500 a 600 metros de largura e outras com apenas
poucas dezenas de metros de largura. O tipo simétrico slim é característico de áreas com
ventos unidirecionais, baixa afluência de areia e alta velocidade de cisalhamento. Exemplares
deste tipo ocorrem na Namíbia e até em Marte. Uma pesquisa morfométrica de 168 barcanas
de Marte indica que o formato que predomina entre elas é o normal. É interessante notar que
vários exemplares são extremamente slim (a/c=0,17), raramente encontradas na Terra
(BOURKE; GOUDIE, 2009).
As do tipo fat possuem braços relativamente pequenos em relação à massa total da
duna. Ocorrem em áreas onde há uma substancial afluência de areia e baixas velocidades de
cisalhamento (PARTELI et al., 2007). Muitas das dunas descritas na literatura parecem ser
72
mais do tipo fat do que do slim, por
or exemplo, as do deserto oriental do Egito, do sul do
Marrocos, do Peru e do Qatar (STOKES et al.,, 1999; SAUERMANN et al., 2000). Os
campos de dunas pudgy e fat de Marte são encontrados nas margens de grandes campos de
dunas e em locais onde talvez haja influência da topografia sobre o fluxo de ventos. Isso pode
indicar um alto suprimento de sedimento local e baixa velocidade de cisalhamento. Em
adição, algumas dunas fat são proto-barcanas,
proto
que se desenvolveram de dunas domo.
Figura 38 – Figura esquemática do formato de barcanas de acordo com Long e Sharp (1964). A figura
mostra diferentes proporções de duas formas iniciais de barcanas (painel superior).
Fonte: modificado de Bourke e Goudie, 2009.
Em perfil, a barcana possui uma linha bem marcada (brink
brink line)
line que divide o
barlavento do sotavento, onde ocorrem avalanches. Em função desta separação, um grande
redemoinho se desenvolve e a velocidade do vento cai bruscamente. Os sedimentos caem
próximo da linha de divisão entre barlavento
barlavento e sotavento da duna. Se a força do vento for
73
muito grande os sedimentos serão depositados na face de avalanche ou além. Apesar de isso
ocorrer no sotavento, o mesmo não acontece na ponta dos braços, onde não há evidência de
recirculação de areia.
Os grãos de areia podem escapar dos braços mas não do corpo da duna. Ao invés
disso, eles são presos no sotavento (HERSEN, 2004). Essa diferença de comportamento entre
o corpo e os braços é a chave para entender as barcanas.
O fluxo de areia distribui sedimentos lateralmente do centro para os braços. No
começo da formação da duna, os braços se movem mais rapidamente do que a parte central da
duna, levando à formação do formato crescente. Depois de algum tempo, os braços recebem
areia suficiente para diminuir sua velocidade de avanço e compensar o fluxo de saída. Isso
leva à homogeneização da velocidade nas diferentes partes da duna e, eventualmente à
propagação de uma duna num estado estável (HERSEN, 2004).
Algumas barcanas são feições tão extensas que podem ser chamadas de
megabarcanas (COOKE et al., 1993). De acordo com Bourke e Goudie (2009), acima de 500
metros de largura, frequentemente apresentam feições secundárias em seus flancos que pode
ser indicativo de instabilidade. Elas também podem se converter em pequenas barcanas sobre
as planícies de deserto. Elbelrhiti et al. (2005), descrevem esse fenômeno como “instabilidade
induzida por onda de superfície” (surface-wave-induced instability). Eles argumentam que as
colisões de dunas e mudanças na direção do vento desestabilizam grandes dunas e geram
ondas de superfície sobre o barlavento de seus flancos. As ondas de superfície que resultam
disso propagam-se em velocidades mais altas do que as próprias dunas, produzindo uma série
de pequenas novas barcanas pela quebra dos braços de grandes dunas. Exemplos de
instabilidade são reportados no Marrocos por Hersen et al. (2004). Numa pesquisa feita em 44
megabarcanas na Terra, 72% são classificadas como pudgy/fat (BOURKE; GOUDIE, 2009).
De acordo com Bourke et al. (2004), as dunas de Marte são significativamente
maiores do que as da Terra. As maiores barcanas no norte polar de Marte são ligeiramente
maiores do que as da Namíbia. Noventa e dois por cento das maiores barcanas no polo norte
de Marte são normal e slim. Cooke et al. (1993) identificou uma barcana clássica de uns 400
metros de largura e 700 metros de comprimento na Namíbia meridional, composta de um
aglomerado de pequenas barcanas chamadas de proto-megabarcanas.
As dunas barcanas também podem se converter em cadeias transversais
(transverse ridges) ou barcanoides (barchanoid). Acredita-se que a disponibilidade de areia é
um controle crucial, e que, ao passo que o suprimento sedimentar aumenta, é mais provável
74
que barcanoides se formem, em vez de barcanas isoladas individuais (BOURKE; GOUDIE,
2009).
Em função de sua forma simples e da facilidade de medições em campo, a barcana
proporciona um ponto de partida ideal para examinar os processos sedimentares que causam a
ocorrência de dunas transversais no ar e na água (HOWARD et al., 1978).
4.6 Características das dunas de Jericoacoara
As pesquisas topográficas na megabarcana de Jericoacoara revelam a
complexidade do formato desta duna (FIGURAS 39, 40 e 41). A altura de sua crista (H) é de
39 m, sua largura de braço a braço (L) é de 660 m e o comprimento entre a extremidade do
barlavento até a crista (C) mede 545 m. Segundo a classificação de Long e Sharp (1964)
baseada na razão a/c, em que “a” corresponde ao comprimento (C) e “c” corresponde à
largura (L), a maioria se enquadra no tipo pudgy, embora a maior duna da área condiga com o
tipo fat. (FIGURA 38). Um total de 24 dunas foram medidas através de imagens do satélite
Quickbird 2 (FIGURA 42).
Figura 39 – Megabarcana em Jericoacoara ao fundo. Notar as feições superimpostas na região da crista. Avanço
para a direita.
De acordo com o estudo de Jimenez, et al. (1999), esta mesma megabarcana
media 56 m de altura, 808 m de largura (de braço a braço) e 377 m de comprimento. Sua
75
razão L/C segue o padrão geral de modelos conceituais de Howard et al. (1978) e Tsoar
(1985), preservando suas dimensões relativas. Quando a geometria da barcana é caracterizada
por dois parâmetros adimensionais, tais como H/L e L/C, valores constantes são obtidos,
como tem sido observado em outros lugares (por exemplo, em Hesp e Hastings, 1998;
Jimenez et al., 1999). Assim, de acordo com Jimenez et al. (1999), a largura é cerca de duas
vezes maior que o comprimento de dunas e a largura de dunas é cerca de oito vezes maior que
a altura, H (FIGURA 43). Segundo Hesp e Hastings, 1998, a altura de uma barcana é
aproximadamente um décimo da largura. Usando dados de 50 dunas em Jericoacoara,
Jimenez et al. (1999), calcularam a “duna média” como tendo 31 m de altura, 260 m de
largura e 133 m de comprimento. Bourke e Balme (2008) calcularam a dimensão de
megabarcanas em Marte que, na média, tem 65 m de altura, 740 m de largura e 245 m de
comprimento.
Figura 40 – Megabarcana com escala humana quase imperceptível dado o tamanho de tal duna. Vista parcial do
sotavento.
No entanto, o valor da razão H/L da megabarcana encontrado por Jimenez et al.
(1999) difere bastante dos encontrados para as outras dunas do mesmo estudo. Apesar de a
largura desta duna ser muito maior do que as das outras, sua altura não alcança um valor
correspondente. De acordo com os autores do estudo, as possíveis explicações para esta
discrepância é que a altura das dunas da região é limitada a um valor máximo, que poderia ser
função do regime local de ventos (COOKE et al., 1993 apud JIMENEZ et al., 1999), da
76
superfície
rfície de rugosidade, que é determinada pela vegetação ou das características dos
sedimentos (WILSON, 1972; HOWARD et al., 1978).
Figura 41 – Modelo digital de terreno da maior duna de Jericoacoara.
Figura 42 – Classificação das dunas de Jericoacoara segundo Long e Sharp, 1964 com modificações de Bourke e
Goudie, 2009. Para mais detalhes, vide texto.
Número de Dunas
10
8
6
0
0,125-0,375
0,375
0,376-0,625
0,626-0,875
0,876>
Mesmo que a presente pesquisa tenha encontrado um valor diferente para a altura
desta megabarcana, estas mesmas explicações podem ser aplicadas. A largura calculada por
este estudo é apenas um pouco maior do que o comprimento (não chegando a ser duas vezes
maior) e cerca de 17 vezes maior do que a altura, razões bem diferentes das esperadas de
acordo com os estudos anteriores já citados. Dessa forma, os dados encontrados servem para
ampliar a gama de validade de relações de equilíbrio.
77
As diferenças de valores entre os dados desta pesquisa e os encontrados por
Jimenez et al. (1999) indicam, além dos limites acima citados, que cada grupo levou em conta
diferentes pontos de controle que ao medir as dimensões da duna, na definição do nível
altimétrico zero, na localização da ponta de cada braço e da extremidade (sopé) do barlavento.
Para fins de comparação de dimensões de uma duna em diferentes períodos de tempo, é
necessário que se estabeleçam pontos fixos de controle em campo e que estes sejam mantidos
em todas as etapas de aquisição de dados.
Os dados deste e dos outros estudos mencionados tem uma relação linear
significativa, o que indica que quanto mais longa a duna, mais larga será. Outra relação é que
quanto mais larga a duna, maior será sua altura. Esta relação é da mesma ordem de magnitude
das obtidas em outros estudos em barcanas do mundo (como o de Hesp e Hastings, 1998),
apesar de a duna aqui apresentar dimensões maiores (FIGURA 43).
Figura 43 – Relações morfométricas de 50 dunas de Jericoacoara. (a) largura (width) versus comprimento
(lenght) e (b) altura (height) versus largura. A área sombreada corresponde a dados compilados de Hesp e
Hastings, 1998 (barcanas da Namíbia). O ponto com asterisco refere-se à maior barcana da área.
Fonte: Jimenez et al., 1999.
O tamanho gigantesco desta duna pode ser um reflexo do efeito da alta energia
(velocidade) dos ventos unidirecionais, do suprimento sedimentar e da resistência local à
migração proporcionada pelos obstáculos frequentes na planície de deflação como, por
exemplo, a vegetação e as cadeias de dunas residuais.
Independentemente das relações morfométricas encontradas para a maior barcana
de Jericoacoara, o Parque Nacional abriga as maiores barcanas do mundo, sendo comparadas
às megabarcanas de Marte. Poucos são os locais no planeta que abrigam dunas tais como
78
estas. Uma complexa interação de fatores físicos, climáticos e morfodinâmicos ocorrem
quando um local comporta feições assim. Portanto, este promontório constitui um importante
local para a realização de pesquisas científicas.
Por se tratar de uma unidade vulnerável, cada duna do parque deve ser preservada,
a fim de assegurar que seu potencial científico, turístico, sedimentológico, paisagístico,
hidrogeológico, geomorfológico e biológico.
Sobre as taxas de migração, Levin et al. (2009) propuseram um modelo para
simular as flutuações climáticas passadas (condições do vento, precipitação e evaporação) em
dunas de Jericoacoara, também aplicável para as do nordeste brasileiro. Eles usaram para tal
fim as distâncias entre as marcas de migração de dunas (residual dune ridges)7 ou cadeias de
dunas residuais, que são acumulações de areia na forma de arco atrás do barlavento (stoss
side) (FIGURA 44). Estes pequenos montes arqueados são estabilizados pela vegetação que
os coloniza durante a estação chuvosa. Nesta época, o nível freático da água eleva-se e
preenche as áreas interdunas.
De acordo com aqueles autores (op. cit.), dois processos de formação para estas
marcas são propostas: uma relacionada ao regime de ventos e outra ao surgimento das lagoas
interdunares. A primeira propõe que em áreas com regime de vento unidirecional, durante o
período chuvoso, a precipitação elevada reduz a taxa de transporte eólico e,
consequentemente, a mobilidade das dunas. Adicionalmente, a formação de lagoas
interdunares promove crescimento da vegetação na base da duna em função tanto do aumento
da umidade na areia como da diminuição na intensidade do vento na base das dunas. Este
aumento na estabilidade de areia resulta em uma fixação temporária da base do barlavento por
causa do crescimento da planta. Por ocasião da estação seca, a intensidade do vento aumenta,
a umidade de areia diminui e, por conseguinte, o vento torna-se mais eficiente no transporte
de sedimentos, resultando na livre migração das dunas. No entanto, a base da duna continua
estabilizada, deixando uma marca arqueada ao passo que a duna avança.
A segunda hipótese está relacionada ao desenvolvimento de vegetação no cume
das marcas de deslocamento. No caso de Friesland (no norte dos Países Baixos), leva três
anos para a vegetação crescer e se estabilizar (PAUL, 1944 apud LEVIN et al., 2009) O
potencial de deriva de areia pelo vento (DP) nessa área é muito alta e, apesar de o regime dos
ventos ser multidirecional, a vegetação começa a se estabelecer no rebordo da duna. Ali,
7
Também chamadas de dune-track ridges (DAVID, 1998 apud WOLFE; HUGENHOLTZ, 2009), crescentshaped semicircular residual hillocks (CLAUDINO-SALES; PEULVAST, 2002), low vegetation dunes/marks,
cuspidate marks ou sinuous dune marks (MAIA et al., 2005).
79
ventos orientais (contrários à direção principal, que é ocidental), levam sedimentos de volta
para a parte de trás da duna, onde a vegetação passa a crescer. Outras regiões do Brasil e do
mundo apresentam feições semelhantes, a saber, em Cabo Frio, Rio de Janeiro, no norte de
Queensland, Austrália (PYE, 1982), em regiões desérticas dos estados do Colorado e da
Califórnia, EUA (LANGFORD, 1989, 2000) e no sul da Tunísia (PURVIS, 1991) em função
da inundação durante eventos de inundação fluvial e em Baja California, no México,
(INMAN et al., 1966 apud LEVIN et al., 2009) por causa da inundação de lagoas pela água
do mar durante a maré alta.
Figura 44 – Cadeias de dunas residuais em Jericoacoara e o lapso de tempo que representam. Vide texto para
maiores detalhes.
Fonte: Levin et al. (2009).
Ainda segundo Levin et al. (2009), a variação nas distâncias entre as marcas de
deslocamento pode refletir a variabilidade interanual na precipitação e/ou na intensidade do
vento e pode ser usada para monitorar flutuações climáticas de curto prazo em áreas onde
estas encontram-se preservadas (JIMENEZ et al., 1999). De acordo com Lancaster (1997), os
80
índices de mobilidade de areia estão relacionados com a precipitação, regime de ventos e
evaporação. Tsoar (2005) e Levin et al. (2009) supõem que a atividade de dunas no Ceará nos
anos secos resultaram de uma potência de vento mais alta e não por causa de baixa
precipitação. Durante os 151 anos que eles tiveram registro (1849-1999), que são
considerados de um período seco, a precipitação pluviométrica anual mais baixa foi de 468
mm. Este nível de precipitação, que infiltra facilmente na areia, fornece suficiente umidade ao
solo para manter a cobertura vegetal da duna.
Os parâmetros de vento a serem considerados são a direção e a velocidade acima
do limite requerido para manter o sedimento em movimento. Ao passo que a mobilidade de
areia é uma função da potência eólica relacionada ao cubo da velocidade do vento acima da
velocidade limite (BAGNOLD, 1941; KAWAMURA, 1951 apud LEVIN et al., 2009), o DP
pode ser estimado pelo método de Fryberger e Dean (1979 apud LEVIN et al., 2009), usando
os índices DP e RDP.
O efeito da chuva sobre a areia não é simples de entender. É bem sabido que
quando a areia das dunas é molhada pela chuva, o aumento de umidade inibe o movimento,
em função da tensão superficial da água. Entretanto, estimativas de quanto a umidade da areia
afeta o decréscimo de movimento variam de pesquisador para pesquisador (conforme estudos
de Cornelis e Gabriels, 2003 e outros). A atividade na duna pode continuar mesmo quando a
maior parte dela é umedecida pela chuva. À medida que o vento seca a camada superior de
grãos, estes se tornam suscetíveis ao arrasto e, uma vez arrastadas, expõe a camada úmida
abaixo.
Num estudo considerando uma duna parabólica remobilizada nos Países Baixos, a
atividade da duna foi influenciada em grande parte pela precipitação, que diminuiu a taxa de
migração (ARENS et al., 2004). Entretanto, a importância da precipitação como fator inibidor
do movimento da duna pode mudar em regiões com climas distintos. Por exemplo, em dunas
costeiras de Israel, não foi encontrada relação entre precipitação e mobilidade de areia
(LEVIN et al., 2006).
É provável que nem todas as marcas de migração que originalmente se formaram
na área estudada ainda existam, por causa do processo de erosão pela água e pelo vento. De
acordo com o estudo de Levin et al. (2009), baseado na distância de 14,5 km entre as dunas
próximas da Lagoa Azul e do rio Preguiças, levou, no mínimo, 609 anos para estas dunas
alcançarem sua posição atual. Entretanto, este intervalo de tempo deve ser considerado como
um período de tempo mínimo, pois é provável que muitas marcas de deslocamento que se
formaram no passado tenham sido erodidas e não são visíveis hoje.
81
Em geral, a hipótese de que esses deslocamentos correspondem ao movimento
anual é verdadeiro nesta área. No entanto, ocasionalmente pode haver anos em que nenhuma
marca é formada. Isso acontece nos anos em que a quantidade de chuvas no Nordeste do
Brasil está abaixo do normal (eventos extremos de El-Niño). Nestes casos, o deslocamento
entre duas marcas representa dois anos ou mais, modificando a correlação entre as distâncias
de deslocamento das dunas. Os pesquisadores devem ter em mente que o lapso entre duas
marcas de deslocamento pode representar mais do que um ano. Mesmo quando elas são
formadas cada ano, é raro ficarem inteiramente preservadas por muitos anos. Por exemplo,
outras dunas ao se deslocarem podem cobri-las, o que comumente acontece na área.
Entretanto, a integridade dos arcos de deslocamento não é apenas ameaçada pela migração de
dunas, mas também pela combinação de fatores hidrológicos, eólicos e biológicos.
Nos primeiros estágios, a vegetação estabelecida nos arcos de deslocamento é do
tipo herbáceo perene, como as das famílias Cyperaceae e Poaceae; (nomenclatura baseada em
Matias e Nunes, 2001), salsa-de-praia (Ipomoea pes-caprae) e o cipó-da-praia (Remirea
maritima). Depois, outras variedades de arbustos e árvores talvez se desenvolvam, como o
Cajueiro (Anacardium occidentale), o Murici (Byrsonima spp.), o Jatobá (Hymenaea spp.),
entre outros. Em muitos arcos de deslocamento em Jericoacoara não houve a colonização de
grandes arbustos ou árvores. Levin et al.(2009) explicam que nestas áreas o fluxo de vento é
livre desde a região costeira porque a velocidade do vento e o movimento da areia não
permitem que árvores e arbustos se desenvolvam.
O desenvolvimento de vegetação sobre as marcas de deslocamento interferem no
fluxo eólico e levam a modificações no formato das mesmas, formando, por exemplo,
nebkhas8 sobre elas. A diferença de largura entre as marcas modeladas e as medidas pode
ocorrer porque, com o tempo, a vegetação aprisiona sedimentos e a erosão hídrica achata seus
topos. Adicionalmente, riachos efêmeros podem se formar nas áreas de deflação, rompendo os
arcos de deslocamento. O fluxo de água sobre e entre os arcos levam à erosão e
ressedimentação da areia que os conforma. As consequências destes processos, junto com o
pisoteamento de animais (gado e jumentos são comuns na área) e fluxo de humanos
deformam os arcos que, com o tempo, podem desaparecer.
O potencial que estas marcas vegetadas arqueadas apresentam para servir como
indicadores climáticos em relação ao regime de ventos em base anual ou para identificar a
8
Termo aplicado a acumulações de areia, cuja superfície é inteira ou parcialmente coberta por vegetação. É
usado como sinônimo de dunas hummock, coppice dunes, nabkhas, hedgehogs e rebdous (PYE; TSOAR, 1990;
LAITY, 2008).
82
incidência do fenômeno El-Niño, parece ser bem limitada em função de que: (a) em alguns
anos a precipitação é baixa, de forma que não se formam marcas de deslocamento e (b)
ocasionalmente, as marcas não retém seu formato e tamanho original ao longo do tempo tendo
em vista os processos naturais de erosão e a sucessão de plantas sobre tais.
Em outros estudos, verificou-se que o processo de avanço dos campos de dunas
alcançou a média de 12 m/ano (dunas com faces de avalanche ou sotaventos acima de 30 m
conforme Meireles e Gurgel Jr., 1994), podendo chegar a mais de 35 m/ano em dunas mais
baixas (MAIA, 1998). Em um estudo feito por Gastão (2008) em barcanas próximas a
Mangue Seco, a taxa de migração máxima foi de 17,5 m/ano, correspondente ao trajeto livre
de obstáculos, e a mínima de 10,7 m/ano, quando as dunas se encontravam com os arbustos
de mangue. A média é de 15 m/ano de acordo com o mesmo estudo.
4.7 Relação entre as feições e as idades quaternárias
As feições esculpidas na ponta de Jericoacoara foram originadas por processos
desencadeados pelas mudanças do nível relativo do mar durante o Quaternário. Em resultado
disso, este promontório exibe entalhes basais (wave-cut notches), cavernas (caves), costões
rochosos (rocky shores), rochas de praia (beachrocks), plataformas de abrasão (shore
platforms), pilares marinhos (stacks) e o famoso arco marinho (natural sea arch) conhecido
como Pedra Furada, todas essas feições registradas em rochas quartzíticas, com exceção das
rochas de praia. As unidades sedimentares do parque, cuja origem também está ligada ao
avanço e recuo do mar, incluem as dunas (dunas barcanas e cadeias barcanoides).
A maioria dos estudos que englobam o território brasileiro sobre mudanças no
nível do mar durante o Quaternário concentra-se entre os litorais dos estados do Paraná e
Bahia (BITTENCOURT et al., 1979; SUGUIO et al., 1988; MARTIN, 1988; SUGUIO et al.,
1993, entre outros).
Um dos eventos mais antigos de transgressão marinha, ocorrido durante o
Pleistoceno é chamado de Transgressão Mais Antiga e ocorreu há mais de 120.000 anos A.P.
de acordo com Bittencourt et al. (1979). De acordo com Suguio et al. (1993), evidências no
Rio Grande do Sul (cordões arenosos ou Barreiras I e II), em Santa Catarina, no Paraná e
talvez em São Paulo (terraços de cascalho, provavelmente marinhos com mais de 13 m de
altura) indicam uma idade de mais de 123.000 anos. Segundo Suguio et al. (1985), esta
83
transgressão foi responsável pelo entalhamento das falésias da Formação Barreiras9 e
afogamento dos baixos cursos de rios nos estados da Bahia e Sergipe. Já na costa oeste do Rio
Grande do Norte, a datação feita por Barreto et al. (2002) indica uma idade de 117.000 e
220.000 anos A.P. em dois afloramentos diferentes de terraços marinhos sobrepostos à
Formação Barreiras. Segundo eles, o primeiro está a 20 m acima do nível do mar,
provavelmente em função de um soerguimento de 10 a 12 m, ocorrido há 120.000 anos na
região, e o segundo encontra-se a 7,5 m (topo) acima do nível do mar.
Nas Bermudas e Bahamas, América Central, Hearty et al. (1999) registraram
terraços marinhos de mais de 20 ± 3 m com idades entre 390 e 550 ka. Segundo eles, esses
depósitos marinhos apoiam a evidência de um colapso parcial da camada de gelo antártica
durante o Pleistoceno Médio.
Segundo Bittencourt et al. (1979) e Suguio et al. (1985), a regressão que se seguiu
à Transgressão Mais Antiga, foi responsável pela deposição de sedimentos continentais pósBarreiras sob clima semiárido e chuvas esparsas e violentas. Formaram-se leques aluviais
coalescentes no sopé das falésias da Formação Barreiras. O regime de ventos e sedimentos da
planície costeira contribuíram para a formação de campos de dunas que cavalgaram as
falésias. Três grandes gerações de dunas, as mais internas e mais antigas, já fixadas pela
vegetação, do tipo parabólico, são encontradas sobre os tabuleiros da Formação Barreiras na
região da foz do rio São Francisco, AL, construídas por ventos de leste e sedimentos da
planície costeira. O limite exterior desse campo de dunas coincide exatamente com uma linha
de falésias na Formação Barreiras, não havendo mais atualmente nenhuma cobertura arenosa
na parte inferior da encosta, o que sugere que o mesmo é mais antigo que a Penúltima
Transgressão, que erodiu em seu máximo aquela cobertura, formando uma falésia e
depositando, na regressão subsequente, os terraços marinhos pleistocênicos.
Segundo dados de Yee et al. (2004), duas fases de dunas inativas no Rio Grande
do Norte apresentam idades entre 390 e 190 ka e entre 64 e 15 ka, que correspondem
respectivamente aos períodos glaciais Illinoiano (entre cerca de 300 ka e 130 ka A.P.) e
Wisconsiniano (entre 110 ka e 10 ka A.P.), quando o nível do mar abaixou. Segundo Barreto
et al. (2004), desde 390.000 anos A. P. até os dias atuais ocorreram seis fases de atividade
eólica no referido estado.
9
A Formação Barreiras foi depositada provavelmente durante o Plioceno, quando o clima era semiárido, com
chuvas esporádicas e violentas e durante a formação dos leques aluviais coalescentes no sopé das encostas mais
íngremes, recobrindo o que é hoje a plataforma continental (BIGARELLA; ANDRADE, 1964)
84
Na chamada Penúltima Transgressão (BITTENCOURT et al., 1979) ou
Transgressão Cananeia (chamada assim por Martin e Suguio, 1978 no litoral paulista), houve
erosão quase total dos sedimentos pós-Barreiras, que atingiu seu máximo em 120.000 anos
A.P., quando ocorreu afogamento dos vales nos baixos cursos dos rios, formando estuários e
lagunas e o nível do mar chegou a 8 ± 2 metros acima do atual na região de Cananeia, SP
(MARTIN et al., 1982). Segundo Suguio et al. (1985), o nível máximo atingido por esse
evento foi de cerca de 2 m acima do atual. De acordo com Suguio et al. (1993), na Bahia
foram datados corais em terraços marinhos pelo método Io/U. Sua idade é de 123.500 ± 5.700
anos A.P. Ainda segundo estes autores (op.cit.), terraços marinhos são encontrados desde o
estado da Paraíba até o Rio Grande do Sul, porém com datações escassas.
Associado a um evento de transgressão marinha, o primeiro registro de nível
marinho alto no promontório de Jericoacoara é representado pela formação de cavernas, arcos
naturais, pilares marinhos e entalhes basais. Em campo, foram medidas as dimensões de uma
caverna localizada no centro do promontório, com duas entradas, uma voltada para o mar e
outra para a lateral (FIGURA 45). O sopé desta caverna está a 5,8 metros do nível do mar e a
parte interior de seu topo (lintel) está a 7,8 metros (o lintel é irregular e alcança, dentro do
conduto, cerca de 3 metros de altura). O arco natural (Pedra Furada) foi medido da mesma
forma. A altura máxima de seu lintel é de 5,9 metros. Em vários afloramentos ao longo da
costa norte e leste do promontório são observados pilares marinhos com características de
abrasão marinha em níveis elevados, em relação à maré atual.
A seguir, houve a formação dos terraços pleistocênicos na regressão subsequente
que, em consequência, foram abandonados a partir das falésias e depósitos de leques aluviais.
Seus topos atingem de 8 a 10 m acima do nível do mar (BITTENCOURT et al., 1979). Uma
rede de drenagem foi instalada sobre os mesmos. Antigas cristas de cordões litorâneos são
observados em Sergipe e no sul de Alagoas (BITTENCOURT et al., 1979), na parte inferior
dos vales entalhados da Formação Barreiras. Houve retrabalhamento dos terraços
pleistocênicos que resultaram em dunas. Mais recente que a anterior e, da mesma forma, já
fixada pela vegetação, encontra-se uma segunda geração de dunas parabólicas. São bem
desenvolvidas na região entre o rio Piauí e o rio Vaza-Barris, litoral de Sergipe, conforme
reportado por Bittencourt et al., 1979. Nos barrancos de um pequeno afluente do rio Piauí foi
observado que essas dunas cobrem os terraços marinhos pleistocênicos, sendo assim mais
recentes que 120.000 anos A.P. Por outro lado, o que pode ser observado na extremidade sul
dessa faixa de dunas, onde os terraços marinhos holocênicos encostam-se às mesmas, é que
elas foram erodidas no máximo da Última Transgressão sendo, portanto, mais antigas que
85
5.100 anos A.P. e, desse modo, contemporâneas às denominadas dunas externas, mapeadas
por Martin et al. (1980) na região de Salvador. Segundo a modelagem de Peltier (1998) em
Touros, litoral norte do Rio
R Grande do Norte,, o mar chegou a recuar 107
1 m há cerca de
20.000 anos A.P.
Figura 45 – Alturas de feições erosivas marinhas originadas pelas flutuações do nível do mar durante o
Quaternário.
Levando-se
se em conta alguns fatos sobre erosão marinha, conclui-se
conclui que as feições
acima descritas podem ter sido produzidas durante a chamada Penúltima Transgressão
marinha.
Os dados de termoluminescência de 12 amostras de areia de dunas
duna coletadas e
estudadas por Tsoar et al.. (2009) revelam que a estabilização das dunas costeiras do Ceará já
existia desde o fim do penúltimo período glacial (cerca 130 kaa A.P.). Estes
Es autores afirmam
que muitas das dunas foram estabilizadas durante o último período glacial, apesar de a
termoluminescência fornecer a idade do início da estabilização. Duas amostras têm idades
bem recentes (80 e 250 anos),
anos) que podem ser o resultado de remobilização
emobilização recente de dunas
fixas ou estabilização artificial de dunas ativas. Outras amostras tem idades entre 1,75 e 40,8
ka.
As paleodunas, chamadas de dunas de primeira geração por serem as mais antigas
do litoral cearense (BRAGA et al., 1981 apud CASTRO; RAMOS, 2006; MAIA, 1998),
também se formaram nessa época. Datações recentes de depósitos correlatos ao longo do
litoral do Ceará realizadas por Maia et al. (2011) indicam que estas unidades tem entre
86
108.000 e 103.000 anos. Afloramentos das mesmas unidades
unidades ocorrem em pequenas
pe
porções
no sudeste do promontório de Jericoacoara.
Este estágio de variação do nível do mar evidentemente disponibilizou sedimentos
para a formação de uma nova geração de dunas, de formato parabólico e atualmente fixadas
pela vegetação, localizadas no sudoeste do Parque Nacional.
Nacional. São observadas em imagens de
satélite em função da fixação de seus flancos ou braços por vegetação,
vegetação, com sua parte central
deslocada no sentido dos paleoventos (FIGURA
(
46). O sentido destes não é diferente
difere
do dos
ventos atuais, já que as barcanas móveis apresentam eixos com mesmo sentido que estas
parabólicas. É comum o aparecimento de lagoas interdunares entre seus braços.
Dessa forma, é possível correlacionar as paleodunas com o período de transição
entre
tre a Penúltima Transgressão e a regressão subsequente definido para o litoral brasileiro,
quando o mar começou a recuar seus cerca de 6 metros acima do atual. As dunas parabólicas
fixas adjacentes ao promontório demonstram que foram formadas durante um período
pe
de
recuo de mar, tal como a regressão acima citada.
Figura 46 – Dunas parabólicas fixadas por vegetação em amarelo a sudoeste do Parque Nacional de Jericoacoara.
Jericoacoara
Extrato de imagem obtida do Google Earth (2006).
O mar dissecou os terraços marinhos pleistocênicos e invadiu os sedimentos da
Formação Barreiras no máximo da Última Transgressão (BITTENCOURT et al., 1979) ou
Transgressão Santos (MARTIN; SUGUIO, 1978), afogando a planície costeira com formação
de ilhas-barreiras,
barreiras, que separavam o mar aberto do restante dos terraços pleistocênicos.
Lagunas instalaram-se
se em algumas regiões por trás das ilhas-barreiras,
ilhas barreiras, cuja idade de datação
87
por radiocarbono em conchas de moluscos e fragmentos de madeira nelas encontrados
forneceu uma idade de 7.000 anos, mostrando que estas ilhas-barreiras já estavam instaladas
antes do máximo da Última Transgressão (5.100 anos A.P.), quando o nível do mar
ultrapassou em 5 metros o nível atual (MARTIN et al., 1980) ou 2,5 m, segundo Suguio et al.
(1993). Para a região de Touros, o modelo de Peltier (1998) indicou um nível marinho 2 m
acima do atual em cerca de 5.000 A.P. Em Salvador, há registros de um nível de mar alto (4,7
m) há 5.660 anos A.P. (MARTIN et al., 2003). No litoral norte do Rio Grande do Norte,
Caldas et al., 2006 dataram rochas de praia ao radiocarbono em cerca de 5.900 anos de idade
a uma altitude de 1,3 m do nível médio atual. Os corpos mais extensos de rochas de praia da
referida região apresentam 7.400 a 5.600 anos e 5.310 a 4.380 anos (BARRETO et al., 2004).
Sobre o clima por volta de 6.000 anos A.P., Melo e Marengo (2007), realizaram
simulações acerca do clima na América do Sul e observaram que neste período houve maior
umidade na região nordeste do referido continente. Também ocorreu redução da precipitação
e temperatura e aumento da intensidade do fluxo médio do vento sobre o continente em
função da diminuição na variação sazonal da insolação no Hemisfério Sul. Após isso, houve
uma gradativa redução da precipitação, segundo Pimentel et al. (2011), com dois períodos
bastante secos, o primeiro entre 2,3 e 2,8 ka A.P. e o segundo há aproximadamente 1,5 ka
A.P.
Na última transgressão, na área de Jericoacoara, houve retrabalhamento da
plataforma de abrasão e dos arcos e pilares marinhos, além do entalhe de alguns entalhes
basais (notches). Os entalhes basais registrados em rochas quartzíticas, concentrados na costa
setentrional do promontório, encontram-se a 1,3 metros acima do nível médio do mar atual
(FIGURA 45).
A seguir, ocorreu a formação de terraços marinhos de idade holocênica
(confirmados por datação de
14
C), durante a regressão que se seguiu à Última Transgressão
(5.100 anos A.P.), a partir das ilhas-barreiras originais, à medida que linha de costa passava
por um período de progradação. Este rebaixamento do nível do mar foi transformando as
lagunas primeiramente em lagoas e depois em pântanos. Por fim, foi constatada a existência
de uma nova geração de dunas mais recentes que 5.100 anos A.P., posto que se posiciona
sobre os terraços marinhos holocênicos. São divididas em dois conjuntos, um mais antigo de
parabólicas fixadas pela vegetação e ocupando a parte mais interna dos terraços holocênicos e
outro de barcanas móveis bordejando o litoral de Sergipe e sul de Alagoas, segundo
observações de Bittencourt et al. (1979).
88
Santos e Silva, 2009 apresentaram datações de dunas do Parque Nacional dos
Lençóis Maranhenses. As idades variam entre 1.080 a 23.800 anos, sem seguir uma sequência
ascendente de idades em direção ao interior do continente. Três amostras no entorno do
parque apresentam idades entre 3.100 e 4.400 anos. Dunas com idades semelhantes, porém
fixas e mais distantes da linha de costa atual são sugestivas, segundo os autores op cit., de
uma intensa atividade eólica na região possivelmente interrompida por um clima mais úmido,
acarretando a fixação das mesmas. Uma duna parabólica de morfologia dissipada a sudoeste
do parque apresentou idade de 8.950 anos e outra duna de 12.000 anos situa-se relativamente
próximo da linha de costa e de dunas mais jovens. A mais antiga, com 23.800 anos, situa-se a
72 km da costa (SANTOS; SILVA, 2009).
No Ceará e Rio Grande do Norte, Castro e Ramos, 2006 dataram eolianitos de
1.780 ± 80 a 1.320 ± 50 anos e dunas móveis atuais de 1.320 ± 50 anos.
Durante a última fase regressiva, houve, segundo Martin et al., 1998, interrupção
por oscilações de alta frequência, com amplitudes de 2 a 3 metros e duração de
aproximadamente 300 anos. Os indicadores presentes na planície costeira de Jericoacoara
parecem confirmar esses eventos oscilatórios de alta frequência do nível relativo do mar, de
acordo com Meireles e Raventos, 2002. Uma provável evidência disso, segundo estes autores,
são diferenças geomorfológicas entre as gerações de dunas. As da geração pós-barcanas
apresentam dimensões reduzidas e não superiores a 10 % do volume das barcanas e
barcanoides. As condições originais para a formação destas últimas aconteceram durante os
últimos dois mil anos (MAIA, 1998). Adicionalmente, houve o retrabalhamento da plataforma
de abrasão, dos paredões rochosos, dos pilares e do arco marinho, conferindo-lhe a
configuração atual. Com a reincidente abertura de grandes planícies na costa, os ventos
carrearam sedimentos para zonas interiores originando os campos de dunas barcanas e
barcanoides da planície de Jericoacoara. Entre a última transgressão e a esta última regressão,
foram formadas as rochas de praia em três níveis topográficos diferentes, conforme Meireles e
Raventos (2002), sendo que o nível mais baixo encontra-se, grosso modo, dentro da faixa de
oscilação diária da maré.
Na etapa seguinte, foram depositadas as dunas recentes no lado leste do
promontório, que são até dez vezes menores do que as da geração anterior, o que indica que
houve um decréscimo no fornecimento de sedimentos em relação à fase anterior
(MEIRELES; RAVENTOS, 2002).
Um quadro resumido com as principais feições discutidas neste tópico e suas
idades pode ser visto na tabela 4.
89
Tabela 4 – Quadro resumido com as principais feições indicadoras de mudança do nível marinho em
Jericoacoara, idades e paleoclima.
Feições
Cavernas, Arco
Marinho, Pilares
Marinhos
Paleodunas
Dunas Parabólicas
fixas
Entalhes basais
Rochas de praia
(beachrocks)
Dunas barcanas e
barcanoides
Época Geológica/Idade
Penúltima Transgressão há cerca
de 120 ka A.P. (Pleistoceno)
Paleoclima
Interglacial de Riss-Würm, temperatura
alta, clima seco na fase final (Europa)
Entre Penúltima Transgressão e
regressão seguinte
Regressão após Penúltima
Transgressão
Última Transgressão (Holoceno)
há cerca de 5 ka A.P.
Entre transgressão holocênica e
regressão seguinte
Regressão holocênica
Deslocamento da ZCIT, Glacial de Würm,
clima úmido
Glacial de Würm, clima úmido (NE do
Brasil)
Transgressão flandriana (pós-würmiana),
ocasionalmente seco
Aumento da umidade, diminuição da
temperatura
Redução da precipitação
4.8 Vulnerabilidade e medidas de proteção existentes
A vila de Jericoacoara, cuja porção mais setentrional localiza-se na parte oeste do
promontório, era uma comunidade pesqueira até início dos anos 80. Hoje, é principalmente
sustentada pelo turismo e recebeu, em 2010, 144.189 turistas (SETUR-CE, 2011).
Para chegar até a vila, é necessário percorrer o campo de dunas, seja por quem
vem da Praia do Preá ou de Jijoca de Jericoacoara. O acesso de veículos e pessoas à Pedra
Furada e arredores tem aumentado o processo erosivo natural, causando desmonte de rochas e
aumento do desmoronamento das dunas (FIGURA 47).
Dentre os fatores de cunho natural que causam vulnerabilidade ao local estão os
agentes do sistema marinho como correntes, ondas e oscilação das marés que atuam no
sentido de causar erosão nos quartzitos e rochas de praia, mobilizar sedimentos arenosos e
promover sua deposição ao longo da costa.
Neste ambiente também predominam condições físicas que variam ao longo do
ano como a incidência solar, precipitação, temperatura, ventos fortes e salinidade da água,
fatores estes que o tornam naturalmente ríspido. Soma-se a isso a poluição e a pressão
causada pelo turismo que também o ameaçam.
As principais limitações ambientais da área relacionam-se com o fluxo
desordenado de veículos e as várias trilhas que produzem (FIGURA 48). Também há o
problema do aumento de edificações e asfaltamento na vila (ARRUDA, 2007).
A circulação de veículos destrói a vegetação e compacta o solo. Nos caminhos por
onde os mesmos passam, as espécies herbáceas acabam sendo encontradas apenas em áreas
90
afastadas ou em pequenos grupos. Ocorre diminuição da capacidade de circulação de gases e
líquidos pelo solo, afetando a penetração de raízes. A compactação do solo também
tamb
interfere
no grau de permeabilidade e condutividade hidráulica da área, o que reflete diretamente na
condição do aquífero local.
Figura 47 – Acesso de pessoas à Duna do Pôr-do-Sol
Sol em primeiro plano e vila de Jericoacoara em segundo.
Figura 48 – Planície de deflação e as várias trilhas diferentes produzidas por veículos.
Na faixa de praia, o fluxo de veículos pode representar um problema na
contribuição de sedimentos para a deriva litorânea. Esta região é marcada pela ação de ondas
91
e marés que tornam o transporte de areia sempre ativo. O mar traz sedimentos da região de
antepraia para a de pós-praia, que, em seguida, são selecionados pelo vento e levados para o
interior do promontório, frequentemente acumulando-se em forma de dunas. Se os sedimentos
forem compactados pelos veículos, adicionando-se a isso a umidade da água na zona de
estirâncio, que também contribui para sua imobilidade, então haverá menos sedimentos
disponíveis para a formação ou manutenção das dunas.
Na faixa de praia norte, a influência de veículos é mínima uma vez que a mesma é
estreita e rochosa. A erosão marinha atua no sentido de continuar a modelar as rochas
quatzíticas que constituem a plataforma de abrasão da área.
A faixa de praia oeste recebe muitos sedimentos provenientes das dunas barcanas
à retaguarda desta área e do fundo do mar. Em seguida, eles voltam para a praia ou para o mar
através da deriva litorânea. Esta zona é comumente frequentada por turistas e acessada por
veículos, visto estar próxima da vila. Os muros de enrocamento paralelos à linha de costa
interferem na oscilação diária da maré e no transporte de sedimentos uma vez que foram
construídas sobre a zona de berma. Em função disso, a faixa de praia deve ser limitada à
recreação e ao turismo controlado, pois estas não representam riscos potenciais para a
dinâmica costeira (SOUZA, 2003). Devem-se seguir as trilhas-eixo já estabelecidas em alguns
trechos para minimizar o impacto causado por veículos, além de melhorar a fiscalização, visto
que muitas vezes essas não são obedecidas.
A vila de Jericoacoara com suas várias construções se encontra na passagem do
fluxo de vento, especialmente forte no segundo semestre do ano com direção nordeste
sudoeste nesta área, segundo observações de campo. As consequências incluem a acumulação
de areia nas ruas e a dificuldade de acessar certos caminhos.
Em relação às dunas, sua importância reside no fato de fornecerem, estocarem e
receberem sedimentos transportados pelo vento da praia e/ou para a praia. Quando
transportam areia para a praia, contribuem para nivelar a faixa de antepraia, diminuindo a
energia das ondas na costa. Quando recebem sedimentos da praia, protegem a costa e
adjacências da ação erosiva de ondas. Assim, é importante que sejam preservadas, juntamente
com a vegetação que porventura houver, mantendo a harmonia paisagística e ambiental.
Em Jericoacoara, apesar de atendidas muitas restrições impostas pela legislação
vigente em relação às dunas (Resolução CONAMA 341/2003 para dunas móveis e Código
Florestal para dunas fixas) como a de não trafegar sobre elas, ainda são comuns os casos em
que a lei não é cumprida. As consequências incluem o aumento do trânsito de sedimentos, que
92
podem assorear as lagoas interdunares e descaracterizar os atrativos turísticos, além de
compactar o solo e destruir a vegetação fixadora.
Todo o abastecimento de água da vila é feito por explotação de água subterrânea
dada a escassez de águas superficiais correntes. Isso é feito através de poços do tipo
Amazonas ou tubulares, geralmente artesanais ou através da distribuição da CAGECE
(Companhia de Água e Esgoto do Ceará), que capta água de poços tubulares, trata e distribui.
Os poços, que captam o aquífero Dunas ou Barreiras, oferecem diariamente 270 m³ de água
num regime de bombeamento de 12 h/dia. Segundo um estudo feito em 2004, havia 191
poços em Jericoacoara (BARRETO; COSTA, 2004).
Em função da precariedade no sistema de saneamento básico da vila, verifica-se
que muitos dejetos sanitários de origens diversas (hotéis, restaurantes, posto ambulatorial) são
depositados em fossas mal construídas que concorrem com os poços. Sendo a formação
aquífera bastante arenosa, não há qualquer tipo de impermeabilização natural ou artificial que
previna a conexão entre esgoto e aquífero, contribuindo para a contaminação das águas. São
reportados poços abandonados usados como depósito de lixo depois que foi implantada a rede
de distribuição da CAGECE (BARRETO; COSTA, 2004).
Lagoas interdunares ocorrem especialmente no limite do campo de dunas em área
de planície de deflação ou de tabuleiros. As lagoas mais visitadas por turistas são a Azul e do
Paraíso, que constituem braços de um anterior curso fluvial, soterrado pelas dunas móveis. A
maioria tem caráter perene e abrigam 45 espécies de macrófitas aquáticas (MATIAS et al.,
2003).
As espécies vegetais ocorrem com mais frequência nas margens das lagoas
interdunares e seu período de floração corresponde à época de recuo da lâmina d’água, que
começa em julho. A exposição dessas espécies nesse período e o aumento do número de
pessoas na área em função do atrativo turístico contribuem para o pisoteamento com impactos
significativos às frágeis comunidades vegetais com consequente exposição do solo e perda da
biodiversidade (MATIAS et al., 2003).
A atração turística proporcionada pelas lagoas, com suas águas cristalinas e
paisagem paradisíaca geram aumento da oferta de restaurantes e pousadas em seu entorno.
Consequentemente, aumenta-se o risco de assoreamento e poluição de suas águas.
Parte da vila de Jericoacoara foi inicialmente protegida em 1984, pelo Decreto
Federal n° 90.379, que estabeleceu um total de 5.480 ha como Área de Proteção Ambiental
(APA). Contudo, o ambiente em questão permaneceu seriamente ameaçado pelo uso e
ocupação desordenados. O Decreto Federal s/n de 4 de fevereiro de 2002 estabeleceu uma
93
área de 8.416,08 ha como Parque Nacional de Jericoacoara. Este Decreto foi revogado pela
Lei nº. 11.486 de 15 de junho de 2007, que modificou a área do parque (agora com cerca de
8.850 ha ou 88,5 km²) e extinguiu a APA.
O Instituto Chico Mendes de Biodiversidade (ICMBio), responsável pela
administração do Parque Nacional, vinculado ao Ministério do Meio Ambiente (MMA), tem
estabelecido diversos programas de educação ambiental, monitoramento e fiscalização, entre
outros, com o apoio da comunidade local.
Segundo informações da Sede Administrativa (comunicação pessoal), o Plano de
Manejo do Parque foi encaminhado (em 2010) ao MMA para procedimento de revisão,
aprovado (em 2011) e encontra-se em fase de implantação.
94
5 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
Em harmonia com o crescente número de iniciativas nacionais e internacionais de
preservar o patrimônio natural, este trabalho reuniu e produziu informações acerca do
potencial que o promontório de Jericoacoara tem para ser transformado em um Patrimônio
Mundial da Humanidade junto à UNESCO. Esta tem sido a medida utilizada por parte da
comunidade científica brasileira, fundamentada em modelos mundiais, para fomentar
iniciativas de pesquisa, educação, divulgação e, acima de tudo, conservação do patrimônio
geológico de uma região.
O Parque Nacional de Jericoacoara apresenta uma série de estruturas geológicas
que contam a história evolutiva da Margem Equatorial brasileira, que começou há vários
milhões de anos atrás. O afloramento de quartzitos no norte do promontório indica que tem
origem pelítica em placas marginais do supercontinente Rodínia, separadas nos primórdios do
Ciclo Brasiliano (Neoproterozoico). Foliação e estruturas em dobras existentes na área foram
o resultado de sistemas de cavalgamentos impostos pelo fechamento destas bacias marginais,
transformando estes pelitos em metassedimentos do Grupo Martinópole. Além disso,
apresentam lineações de estiramento mineral originadas após a instalação de lineamentos
transbrasilianos, além de sistemas de fraturas, juntas e falhas resultantes da implantação de
zonas de cisalhamento quando o regime passou de dúctil para rúptil, depois da abertura do
Oceano Atlântico (divisão do supercontinente Pangea).
Também apresenta feições que indicam que sucederam mudanças climáticas
relacionadas à variação do nível eustático durante o Quaternário, há poucos milhares de anos
do ponto de vista geológico. Estas incluem cavernas, o arco marinho natural (a Pedra Furada)
e pilares marinhos, com altura de mais de 5 m acima do nível médio do mar atual, o que
indica que foram produzidas durante a Penúltima Transgressão, há uns 120.000 anos A.P.
Dunas parabólicas fixas distantes cerca de 10 km da costa são indicativas de um período de
regressão subsequente. A Última Transgressão, no Holoceno, produziu entalhes basais, alguns
a 1,3 m acima do nível marinho. Durante a descida do mar, foram precipitadas as rochas de
praia tão comuns ao longo da costa setentrional. As dunas móveis, barcanas e barcanoides,
presentes na extensa planície de deflação foram produzidas durante a regressão holocênica
seguinte, que disponibilizou novamente sedimentos da plataforma continental e os carreou
continente adentro.
Se plenamente aproveitados, estes recursos podem melhorar a qualidade das
informações turísticas da região. Neste sentido, a inclusão da Ponta de Jericoacoara como sítio
95
geológico/paleobiológico já foi aprovada através de uma proposta para tal fim e um artigo,
enviados à SIGEP. Este é um dos passos para a área se tornar um Patrimônio Mundial.
É desejável a instalação de placas explicativas em português, inglês e espanhol ao
longo do caminho desde a vila até a Pedra Furada, ponto turístico mais conhecido da área, o
que englobaria as feições marinhas erosivas citadas no texto. Conteriam uma explicação em
linguagem popular de sua evolução e importância como registros de mudanças geológicas e
ambientais ao longo de um período de milhões de anos.
O amplo campo de dunas da região, com as maiores barcanas do mundo – uma
delas com quase 40 m de altura –, barcanoides e suas cadeias residuais, confirmam o potencial
de reconstrução de climas passados, e juntamente com a beleza cênica, tornam a região
turística e ambientalmente atrativas. Apesar disso, o caráter transitório das dunas impede que
estas se encaixem na categoria de sitio geológico/paleobiológico. Mesmo assim, ainda reside
o potencial turístico, que pode ser aprimorado com a divulgação de informações sobre sua
origem, idade, importância, etc. através da implantação de placas informativas e/ou
distribuição de folders explicativos e/ou ainda por meio de guias turísticos capacitados.
Pesquisas granulométricas e mineralógicas podem ser conduzidas nas areias destas dunas com
o fim de indicar sua maturidade textural e composicional, além de seu tempo no ciclo
sedimentar.
É interessante notar que Jericoacoara serviu de laboratório ao ar livre no
experimento de Doug Sherman e colaboradores em 2011 ao testarem o desempenho de quatro
tipos de sensores usados para calcular taxas de saltação eólica implantados simultaneamente
em campo, com vistas para sua utilização no planeta Marte. Juntamente com outros estudos,
fica evidente o potencial que esta região tem de prover meios para a pesquisa científica.
Os métodos utilizados, incluindo a estação total e softwares de mapeamento,
produziram dados úteis de planialtimetria de terreno para o estudo de formas de relevo. Esta
tarefa é difícil e demorada quando o objetivo é representar cada pequena variação topográfica.
É possível representar a superfície enfocando as feições mais conspícuas e amostrando-as
com densidade razoável de pontos.
A realização das pesquisas sobre uma megaduna da área demandou boa parte do
tempo reservado para tal fim. Este fato ficou evidente somente em campo, de modo que a
produção de dados foi diminuída em relação à intenção inicial. O reconhecimento preliminar
do tamanho e morfologia das feições que serão alvos de estudos e do tempo necessário para
conduzi-las tornam-se assim necessários para o absoluto sucesso da pesquisa em campo.
96
As belezas naturais descritas aqui e sua razoável preservação vêm a confirmar que
o Parque Nacional de Jericoacoara tem grande potencial geoturístico, que gera emprego e
renda para a comunidade. No entanto, o bom aproveitamento deste potencial tem íntima
ligação com sua conservação. E a conservação só será efetiva se houver conscientização da
população através da divulgação da importância dos processos geológicos e naturais
responsáveis pela formação das rochas, das dunas e da morfologia em geral. Esta iniciativa
deve ser realizada pelos devidos órgãos administradores, o que inclui a melhoria na
infraestrutura e no monitoramento das atrações.
Apesar de a Ponta de Jericoacoara estar sujeita à Lei nº. 9.985, de 18 de julho de
2000, que estabelece o Sistema Nacional de Unidades de Conservação, o intenso tráfego de
pessoas e veículos em épocas de alta estação não é compatível com esta categoria de Unidade
de Conservação em que foi classificada. Deste modo, é necessário que a fiscalização seja
intensificada e a lei mais prontamente cumprida. Para tanto, é necessário capacitação de
pessoal através de cursos de monitores e/ou guarda-parques. Limitar o número de pessoas que
acessam o serrote e a zona costeira adjacente, assim como de veículos pode tornar esta tarefa
mais fácil, evitando o desmonte de dunas e rochas, em especial na Pedra Furada. Neste
respeito, um estudo da capacidade de suporte do meio ajudaria a avaliar o número de pessoas
que o Parque suporta sem ultrapassar a capacidade de reposição de seus recursos naturais, o
que seria inédito na área.
Em função da incorreta disposição do esgoto e lixo no interior da unidade de
conservação, trânsito desordenado de veículos, pessoas e animais, aumento das edificações
dentro da vila e visitação turística desordenada sugere-se uma análise atualizada dos impactos
ambientais decorrentes das atividades urbanas.
O promontório de Jericoacoara tem potencial ainda de fornecer muitas
informações científicas se aprofundados os conhecimentos acerca de suas formações
geológicas. As rochas de praia, por exemplo, podem ser datadas e analisadas
petrograficamente, além de ser classificadas em diferentes fácies de acordo com seu ambiente
de formação. Assim também as dunas, móveis ou fixas, barcanas ou parabólicas, que podem
ser datadas e fornecer mais precisão aos dados sobre as oscilações do nível do mar.
97
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