A ponta de Jericoacoara e seu potencial como sítio geológico do

UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ

INSTITUTO DE CIÊNCIAS DO MAR

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS MARINHAS TROP ICAIS

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 Pós-Graduação 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 Pós-Graduação 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 DeusA DeusA DeusA Deus Aos meus paisAos meus paisAos meus paisAos meus pais À minha irmã À minha irmã À minha irmã 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, W-

Africa 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 Estados-

Parte 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 gnáissico-

granulítico (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 E-

W 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

menores de calciossilicáticas, xistos e metavulcânicas félsicas.

associados a itabiritos intercalados e paralelos ao acamamento pretérito e à foliação

terceira corresponde a uma sequência de muscovita

com quartzitos. A última formação inclui metapeli

metacarbonatos com metagrauvacas, meta

Figura 3 – Mapa geológico regional do Domínio Médio Coreaú, Domínio Ceará-Central; GM - Gráben

Fonte: modificado de Antunes, 2

Além da sequência metassedimentar do Grupo Martinópole ocorrem

protocataclasitos grosseiros, alguns cimentados por óxido de ferro que percolou na

fraturas/falhas remobilizadas da rocha fonte (CPRM, 2010).

intercalações de metavulcanoclá

menores de calciossilicáticas, xistos e metavulcânicas félsicas. Este

associados a itabiritos intercalados e paralelos ao acamamento pretérito e à foliação

terceira corresponde a uma sequência de muscovita-quartzo-sericita-clorita xisto

ltima formação inclui metapelitos, xistos

metacarbonatos com metagrauvacas, metarritmitos, quartzitos e intercalações de metarriolitos.

Mapa geológico regional do Domínio Médio Coreaú, Legenda: CG - Complexo Granja; DCC Gráben de Martinópole; GU - Gráben de Ubajara; GJ –

odificado de Antunes, 2004.


protocataclasitos grosseiros, alguns cimentados por óxido de ferro que percolou na

fraturas/falhas remobilizadas da rocha fonte (CPRM, 2010). Podem

intercalações de metavulcanoclásticas. Dados U/Pb em zircões, das metavulcânicas

20

Estes quartzitos estão

associados a itabiritos intercalados e paralelos ao acamamento pretérito e à foliação atual. A

clorita xisto intercalado

ricos em quartzo e

mitos, quartzitos e intercalações de metarriolitos.

Complexo Granja; DCC - Gráben de Jaibaras.


protocataclasitos grosseiros, alguns cimentados por óxido de ferro que percolou nas

Podem ocorrer também

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 transicional-

interfacial 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

bioclásticos e intercalações 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

Paleógeno e Neógeno. Estas últimas representam um grande ciclo de sequências regressivas,

limitadas por três discordâncias erosivas conspícuas da bacia (CONDÉ

Figura 4 – Mapa simplificado da Bacia do Ceará no contexto da do substrato cristalEstado do Ceará. Legenda: 1 – Sub4 – Sub-Bacia de Mundaú. Traços em vermelho representam as principais estruturas (falhas e charneiras de dobras) associadas 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

Magmatismo Mecejana e são correlacionáveis a um pulso do Magmatismo Macau da Bacia

Potiguar de idade neo-oligocênica (MIZUSAKI

natureza alcalina representado por corpos intrusivos de basalto e diabásio.

edifícios vulcânicos e outras feições em águas profundas e ultraprofundas são um indicativo

de intensa atividade vulcânica du

Equatorial (CONDÉ et al.,

rcalações de calcilutitos, folhelhos e arenitos. Análises de poços, perfis


PETROBRÁS identificaram oito sequências cretáceas (a partir do pós

leógeno e Neógeno. Estas últimas representam um grande ciclo de sequências regressivas,

limitadas por três discordâncias erosivas conspícuas da bacia (CONDÉ

Mapa simplificado da Bacia do Ceará no contexto da do substrato cristalino da porção setentrional do Sub-Bacia de Piauí-Camocim; 2 – Sub-Bacia de Acaraú; 3

Bacia de Mundaú. Traços em vermelho representam as principais estruturas (falhas e charneiras de iadas ao tectonismo cretáceo.

Fonte: Antunes, 2004 (modificado de Cavalcante & Ferreira, 1983).


acordo com análises recentes de Souza et al. (2004). São referidos na literatura


oligocênica (MIZUSAKI et al., 2001). Estão associados a um evento de

natureza alcalina representado por corpos intrusivos de basalto e diabásio.


de intensa atividade vulcânica durante o desenvolvimento da sequência drifte da Margem

et al., 2007).

23

rcalações de calcilutitos, folhelhos e arenitos. Análises de poços, perfis


PETROBRÁS identificaram oito sequências cretáceas (a partir do pós-Alagoas) e três do

leógeno e Neógeno. Estas últimas representam um grande ciclo de sequências regressivas,

et al., 2007).

ino da porção setentrional do Bacia de Acaraú; 3 – Sub-Bacia de Icaraí;

Bacia de Mundaú. Traços em vermelho representam as principais estruturas (falhas e charneiras de


. São referidos na literatura como


2001). Estão associados a um evento de

natureza alcalina representado por corpos intrusivos de basalto e diabásio. Expressivos


ncia drifte da Margem

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 SE-

NW 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 flúvio-

marinhas 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.

Quando os interflúvios são

topos se tornam suavemente convexos.

A ponta de Jericoacoara

altura e se sobressai em relação à planície litorânea

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

especialmente desde os tempos pré

Peulvast (2006), a evolução da área foi controlada

continental cretácea em direção ao oceano,

durante o Neogeno (entre 30

mar, entre o Mioceno e o Holoceno (entre 30

2.3 Clima

O regime de ventos

fortes ventos alísios (trade winds

pela posição da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)

um dos mais importantes

1996). A posição dela muda para

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, em forma de relevo dômico, alcança cerca de 90 m de

essai em relação à planície litorânea (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 (100 Ma). De acordo com Claudino

a evolução da área foi controlada basicamente por três eventos:

em direção ao oceano, um episódio de vulcanismo na fachada marítima

Neogeno (entre 30 ka e 10 ka A.P.) e oscilações climáticas e variações do nível do

, entre o Mioceno e o Holoceno (entre 30 ka A.P. e o recente).

de ventos e de precipitação no Nordeste brasileiro é governado por

trade winds) provenientes das direções nordeste e sudeste, controlados

Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (FIGURA

os mais importantes sistemas meteorológicos que atuam nos trópicos (FERREIRA,

A posição dela muda para norte do Equador entre junho e dezembro

25

mais argilosos, a dissecação do relevo tende a se acentuar e os

, em forma de relevo dômico, alcança cerca de 90 m de

Esta paleofalésia e a


atual da planície litorânea e dos tabuleiros foi condicionada

. De acordo com Claudino-Sales e

basicamente por três eventos: uma flexura

um episódio de vulcanismo na fachada marítima

oscilações climáticas e variações do nível do

no Nordeste brasileiro é governado por

provenientes das direções nordeste e sudeste, controlados

6). Esta zona constitui

nos trópicos (FERREIRA,

norte do Equador entre junho e dezembro e para o sul dessa

linha entre janeiro e maio (XAVIER

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

menos chuvas na região nordeste durante esta estação chuvosa e condições de seca

(HASTENRATH, 2006).

De acordo com Wang

ventos dominantes e regimes de precipitação.

Vorticidade Ciclônica e as frentes frias provenientes do

instabilidade e a brisas marinhas (estas duas últimas atuam principalmente ao longo da zona

costeira), são também respon

Figura 6 – Modelo esquemático da circulação atmosférica global, com ênfase na ZCIT e na Célula de Hadley.

Fonte: modificado de www.

O padrão de circulação atmosférica

se caracteriza pela presença de

Célula de Hadley, no plano vertical

linha entre janeiro e maio (XAVIER et al., 2000) atingindo seu máximo

O índice de precipitação diminui ao passo que a ZCIT se movimenta para o

; 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

uvas na região nordeste durante esta estação chuvosa e condições de seca

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


costeira), são também responsáveis por episódios de precipitação sobre a região.

Modelo esquemático da circulação atmosférica global, com ênfase na ZCIT e na Célula de Hadley.

Fonte: modificado de www.sealevel.jpl.nasa.gov.

circulação atmosférica de grande escala em baixas latitudes também

se caracteriza pela presença de duas células de circulação simultânea, uma delas chamada de

Hadley, no plano vertical-meridional (S-N) e a outra, Célula de Walker

26

atingindo seu máximo meridional entre

O índice de precipitação diminui ao passo que a ZCIT se movimenta para o

; 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

uvas na região nordeste durante esta estação chuvosa e condições de seca

, a posição da ZCIT determina a incidência de

Outros sistemas secundários, como o Centro de

Sul, associadas a linhas de


sáveis por episódios de precipitação sobre a região.

Modelo esquemático da circulação atmosférica global, com ênfase na ZCIT e na Célula de Hadley.

baixas latitudes também

, uma delas chamada de

N) e a outra, Célula de Walker, que atua no

plano vertical-zonal (W-E).

e La Niña, que tem periodicidade de 2 a 7 anos.

América do Sul, precipitação abaixo do normal e nas regiões tropicais e subtropicais,

temperaturas mais elevadas. O oposto ocorre durante os eventos de La Niña (GARREAUD,

2009).

A Célula de Walker é constituída de ventos paralelos à linha do Equador

movimento da América do Sul em direção

aquecimento anormal das águas do Pa

pela costa sul-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

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.durante eventos de El Niño. TSM+: Temperatura da Superfície do Mar alta.

Fonte: modificado de www.ciram.epagri.sc.gov.br

Dois fenômenos

padrão de precipitação no Nordeste do Brasil e na Áfr

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

movimentos descendentes anômalos em outras partes da atmosfera tropical, principalmente no

E). Estas duas células estão associadas com os fenômenos de El Niño

, que tem periodicidade de 2 a 7 anos. O El Niño causa, na região tropical da


s. O oposto ocorre durante os eventos de La Niña (GARREAUD,

A Célula de Walker é constituída de ventos paralelos à linha do Equador

movimento da América do Sul em direção à Oceania (FIGURA 7)

aquecimento anormal das águas do Pacífico Central, o sentido do movimento inverte

americana, acelerando o giro de outra célula que se movimenta entre a


Nessas ocasiões, a Célula de Hadley se intensifica, apresentando


Modelo da Célula de Walker, que circula na região tropical em padrão latitudinal.TSM+: Temperatura da Superfície do Mar alta.

ciram.epagri.sc.gov.br.

Dois fenômenos oceano-atmosféricos são responsáveis pela modificação do

padrão de precipitação no Nordeste do Brasil e na África: a Oscilação do Sul (que quando


2009).


aumenta, ao passo que no Pacífico diminui. A diminuição da pressão



ascendentes e o calor latente de condensação, liberado no processo

de formação de nuvens, modificam a Célula de Walker (vertical


27

duas células estão associadas com os fenômenos de El Niño

O El Niño causa, na região tropical da


s. O oposto ocorre durante os eventos de La Niña (GARREAUD,

A Célula de Walker é constituída de ventos paralelos à linha do Equador com

). Quando ocorre um

cífico Central, o sentido do movimento inverte, subindo

americana, acelerando o giro de outra célula que se movimenta entre a


ocasiões, a Célula de Hadley se intensifica, apresentando


Modelo da Célula de Walker, que circula na região tropical em padrão latitudinal. Aqui, configuração

atmosféricos são responsáveis pela modificação do

ica: a Oscilação do Sul (que quando



aumenta, ao passo que no Pacífico diminui. A diminuição da pressão



ascendentes e o calor latente de condensação, liberado no processo

de formação de nuvens, modificam a Célula de Walker (vertical-zonal), causando


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.

Temp. média (°C) (1990-2009)

Jan 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

�� = Σ��(��)

�� , onde U é a velocidade do vento em nós medida a 10 m do chão, Ut é o limiar da velocidade (=

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

a nivelar. A primeira leitura, chamada por convenção de “visada de ré” (

feita num ponto de cota conhecida e, depois, sucessivamente, nos demais pontos

12). As visadas a partir da visada de ré são chamadas “visadas de vante”.

Para cada estação de nivelamento, obteve

visadas de vante. Para o cálculo das cotas dos pontos nivelados realizou

altura do instrumento, ou seja, a

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 cotas negativas. No caso das feições costeiras, foi utilizado o nível

mar do Porto do Pecém, Ceará,

levantamento.

O procedimento de amostragem foi determinado considerando os seguintes

fatores: 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

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

a nivelar. A primeira leitura, chamada por convenção de “visada de ré” (

feita num ponto de cota conhecida e, depois, sucessivamente, nos demais pontos

ir da visada de ré são chamadas “visadas de vante”.

Para cada estação de nivelamento, obteve-se uma visada de ré e algumas ou várias

visadas de vante. Para o cálculo das cotas dos pontos nivelados realizou

altura do instrumento, ou seja, a altura do eixo ótico acima do plano de referência. O prisma é


um valor inicial elevado, de modo que no decorrer do levantamento

ram cotas negativas. No caso das feições costeiras, foi utilizado o nível

do Porto do Pecém, Ceará, como datum levando em conta a maré diária do dia do


s: a escala espacial e temporal, o padrão de amostragem, as feições morfológicas gerais


enfocaram feições de micro (metros a dezenas de metros) e de mesoescala (dezenas de

Determinação da diferença de nível (DN) em um nivelamento geométrico simples.

Fonte: modificado de Jelinek, 1999.


foram fatores determinantes da quantidade de informações coletadas em



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

ir da visada de ré são chamadas “visadas de vante”.

se uma visada de ré e algumas ou várias

visadas de vante. Para o cálculo das cotas dos pontos nivelados realizou-se a medição da

altura do eixo ótico acima do plano de referência. O prisma é


um valor inicial elevado, de modo que no decorrer do levantamento

ram cotas negativas. No caso das feições costeiras, foi utilizado o nível médio do

a maré diária do dia do


s: a escala espacial e temporal, o padrão de amostragem, as feições morfológicas gerais


enfocaram feições de micro (metros a dezenas de metros) e de mesoescala (dezenas de metros

Determinação da diferença de nível (DN) em um nivelamento geométrico simples.


foram fatores determinantes da quantidade de informações coletadas em



sua superfície (FIGURA 1

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 medi

de altimetria foram realizadas em

marinho, na medida em que o terreno permitia estacionar o equipamento. Nesta área

como nas dunas, também procedeu

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 is

estereogramas divididos segundo os tipos de estruturas medidas.

O mapa geológico

Fortaleza, publicado pela CPRM (2010), em imagens orbitais do satélite de alta resolução

FIGURA 13). Em relação ao seu formato, uma consideração importante foi



complexas, o número de pontos necessários afetou o tempo e o tamanho da área


Em relação às feições indicativas de antigos níveis marinhos, algumas medi

de altimetria foram realizadas em entalhes basais (notches), em uma caverna e

marinho, na medida em que o terreno permitia estacionar o equipamento. Nesta área

também procedeu-se com um nivelamento geométrico simples.

Esquema das estações de nivelamento realizadas em uma megabarcana.


tratados estatisticamente com o auxílio do programa StereoNet. Com is

divididos segundo os tipos de estruturas medidas.

O mapa geológico da área foi baseado em observações de campo, na carta SA24


37

). Em relação ao seu formato, uma consideração importante foi



complexas, o número de pontos necessários afetou o tempo e o tamanho da área


Em relação às feições indicativas de antigos níveis marinhos, algumas medições

caverna e em um arco

marinho, na medida em que o terreno permitia estacionar o equipamento. Nesta área, assim

se com um nivelamento geométrico simples.


tratados estatisticamente com o auxílio do programa StereoNet. Com isso, foram gerados

da área foi baseado em observações de campo, na carta SA24 –


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 Pré-

Cambriano "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 dúctil-

rúptil sinistral de direção geral NE-SW (NASCIMENTO; ABREU, 1994).

Figura 14 – Mapa geológico do Parque Nacional de Jericoacoara.Mapa geológico do Parque Nacional de Jericoacoara.

42

Figura 15 – Bloco de quartzito exibindo laminação planodentro de uma estrutura sedimentar (

Foto de C. Magini.

Figura 16 – Quartzito da Formação São Joaquim exibindo redobramentos de dobra Lbn sub-horizontal.

Numa subsequente deformação, houve a implantação de zonas de cisalhamento de

regime dúctil-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

ser associados a eventos de

Bloco de quartzito exibindo laminação plano-paralela composto por quartzo e minerais opacos, dentro de uma estrutura sedimentar (paleoacamamento S0).

Foto de C. Magini.

Quartzito da Formação São Joaquim exibindo redobramentos de suavemente inclinados


frágil, além de veios de quartzo e fraturas com fibras de quartzo, relacionados

com os últimos estágios da deformação brasiliana.


sistemas de fraturas bastante penetrativas e bem distribuídos, que podem

ser associados a eventos de caráter rúptil. Estão inclusos juntas distensionais

43

paralela composto por quartzo e minerais opacos,

suavemente inclinados com eixo de


frágil, além de veios de quartzo e fraturas com fibras de quartzo, relacionados


penetrativas e bem distribuídos, que podem

juntas distensionais de alto ângulo e

direção principal NW-SE (

de fraturas. Este estágio de deformação rúptil

leste do promontório, é reconhecido como um

Atlântico.

Figura 17 – Fraturas de alto ângulo e direção NW

Figura 18 – Exemplo de falhas escalonadas

Ocorrem juntas de distensão, falhas e exemplos com comportamento híbrido

formando padrão escalonado

(FIGURA 17). Antunes (2004) ainda indica outro

estágio de deformação rúptil caracterizado por D1 e D

é reconhecido como um sistema associado à

raturas de alto ângulo e direção NW-SE no leste do promontório de Jericoacoara.

Exemplo de falhas escalonadas no norte do promontório.


formando padrão escalonado (FIGURA 18). Todas as fraturas podem estar preenchidas por

44

Antunes (2004) ainda indica outros dois conjuntos

e D2, especialmente no

à própria abertura do

Jericoacoara.


). 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 (LABOMAR-

SEMACE, 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.

Figura 21 – Modelo geral do Ciclo PanFanerozoicas; 3 – Terrenos gnáissicos retrabalhados no Neoproterozoico: gnaisses mono e policíclicos, rochas metassedimentares, migmatitos e granitos; 4 deslocamento dos crátons; 6 – Movimentos transcorrentes; 7

Fonte: Castaing et al.,

Figura 22 – a) Estereograma da foliação Spreferencial 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 (Lafloramento da Pedra Furada, máximos obtidos a partir do pólo dos planos; os planos de fraturas (medida Clar) posicionam os tensores δ1 na direção NE

Após o regime dúctil (cavalgamentos e transcorrências) houve a abertur

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.

Modelo geral do Ciclo Pan-Africano/Brasiliano no Neoproterozoico. 1 Terrenos gnáissicos retrabalhados no Neoproterozoico: gnaisses mono e policíclicos, rochas

metassedimentares, migmatitos e granitos; 4 – Cinturões de dobras Pan-Africano/Brasiliano; 5 Movimentos transcorrentes; 7 – Direção de transporte de

et al., 1993.

a) Estereograma da foliação Sn e dos paleoplanos de acamamento Spreferencial 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 fraturaafloramento da Pedra Furada, máximos obtidos a partir do pólo dos planos; os planos de fraturas (medida Clar)

na direção NE-SW e δ3 a SE-NW.

Após o regime dúctil (cavalgamentos e transcorrências) houve a abertur


controlada pelo regime rúptil/frágil gerando uma série de falhas e fraturas.

49

Africano/Brasiliano no Neoproterozoico. 1 – Crátons; 2 – Coberturas Terrenos gnáissicos retrabalhados no Neoproterozoico: gnaisses mono e policíclicos, rochas

Africano/Brasiliano; 5 – Direção de Direção de transporte de nappes.

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

); c) Estereograma dos planos de fraturas existentes no afloramento da Pedra Furada, máximos obtidos a partir do pólo dos planos; os planos de fraturas (medida Clar)

Após o regime dúctil (cavalgamentos e transcorrências) houve a abertura do


controlada pelo regime rúptil/frágil gerando uma série de falhas e fraturas. As fraturas

possuem dois pares ortogonais formando uma estrutura de blocos (

associada à foliação, teve forte influência na modelagem erosiva.

mais frio, remobilizou óxidos de ferro, os quais preencheram fraturas e brechas na forma de

cimento (FIGURA 23).

Figura 23 – Protocataclasito a cataclasito de ferro) truncando a foliação do quartzito.

Foto de C. Magini.

Figura 24 – Quartzitos e blocos soltos de coloração preta avermelhada (itabiritos).

possuem dois pares ortogonais formando uma estrutura de blocos (

associada à foliação, teve forte influência na modelagem erosiva. O fraturamento

remobilizou óxidos de ferro, os quais preencheram fraturas e brechas na forma de

Protocataclasito a cataclasito (com fragmentos angulosos e matriz rica em remobilizados de óxidos de ferro) truncando a foliação do quartzito.

Foto de C. Magini.

Quartzitos e blocos soltos de coloração preta avermelhada (itabiritos).

50

possuem dois pares ortogonais formando uma estrutura de blocos (FIGURA 22) que,

O fraturamento, embora

remobilizou óxidos de ferro, os quais preencheram fraturas e brechas na forma de

(com fragmentos angulosos e matriz rica em remobilizados de óxidos

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.

A distribuição das massas de ar e sistemas de ventos fic

do Pleistoceno diante dessas mudanças. As temperaturas foram afetadas

calor através das correntes marinhas e aéreas

de chuvas nas regiões temperadas deslocavam

et al., 1994).

Figura 27 – Ciclos orbitais e suas variações

Fonte: Silva (2007), modificado de Imbrie e

Segundo Imbrie e Imbrie (

frios, pois a diminuição na insolação inibe a fusão das geleiras, que, dessa forma, se

expandem, gerando grandes mantos de gelo

glaciária intensifica também o albedo

o volume e a área das geleiras.

períodos glaciais acontecem em função dos ciclos orbitais

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 ao seu movimento em torno do Sol, as quais são produto dos efeitos

gravitacionais do sistema Terra

3 Razão entre a irradiância electromagnética reflectida direta ou difusa e a quantidade incidente. Em outras palavras, é a medida da reflectividade da su

ição das massas de ar e sistemas de ventos ficou comprometida

diante dessas mudanças. As temperaturas foram afetadas

calor através das correntes marinhas e aéreas. Por ocasião do avanço das

de chuvas nas regiões temperadas deslocavam-se sobre as regiões semiáridas

s variações ao longo do tempo geológico. Vide texto para maiores detalhes.

va (2007), modificado de Imbrie e Imbrie (1980).

Segundo Imbrie e Imbrie (1979), as glaciações se iniciam


expandem, gerando grandes mantos de gelo (ice sheets) continentais. O

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

em em função dos ciclos orbitais (SILVA, 2007)

constante, a quantidade de radiação solar que atinge o topo da


o seu movimento em torno do Sol, as quais são produto dos efeitos

gravitacionais do sistema Terra-Sol-Lua e das influências dos outros pla

Razão entre a irradiância electromagnética reflectida direta ou difusa e a quantidade incidente. Em outras

palavras, é a medida da reflectividade da superfície de um corpo (NOVO, 2008).

53

ou comprometida ao longo

diante dessas mudanças. As temperaturas foram afetadas pela transferência de

Por ocasião do avanço das geleiras, os cinturões

se sobre as regiões semiáridas (BIGARELLA

Vide texto para maiores detalhes.

quando os verões são


continentais. O aumento da área

e a perda de energia calorífica, aumentando ainda mais

as diferenças na insolação e a ocorrência de

(SILVA, 2007). Se a energia

constante, a quantidade de radiação solar que atinge o topo da


o seu movimento em torno do Sol, as quais são produto dos efeitos

Lua e das influências dos outros planetas do sistema solar

Razão entre a irradiância electromagnética reflectida direta ou difusa e a quantidade incidente. Em outras

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 Flandriano Interglacial

Pleistoceno

12 – 110 Würm/

Wisconsiniano Glacial (is)

110 – 130 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

* 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

observada estratificação cruzada planar. Enquanto as rochas de pr

superior da antepraia (nearshore

Figura 29 – Plataforma de abrasão dissecada com estruturas em para o leste.

Figura 30 – Rochas de praia (beachrock

O regime de marés em Jericoacoara varia de micromaré durante a baixa

mesomaré durante a preamar, atingindo até 3,1 m de amplitude (DHN, 2010). O estirâncio

(foreshore) chega a quase 200 m

observada estratificação cruzada planar. Enquanto as rochas de praia são formadas na região

nearshore), nos níveis mais baixos da maré vão sendo erodidos.

Plataforma de abrasão dissecada com estruturas em notch à direita. Pilares marinhos ao fundo. Vista

beachrock) próximo à vila de Jericoacoara.

O regime de marés em Jericoacoara varia de micromaré durante a baixa


) chega a quase 200 m em frente à vila, onde a inclinação de praia situa

59

aia são formadas na região

), nos níveis mais baixos da maré vão sendo erodidos.

à direita. Pilares marinhos ao fundo. Vista

O regime de marés em Jericoacoara varia de micromaré durante a baixa-mar a


em frente à vila, onde a inclinação de praia situa-se entre 1º

e 2º, ao passo que em outros trechos do norte é ausente, onde o mar choca

a escarpa rochosa.

Figura 31 – Detalhe das estruturas em marmita

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 (

As cavernas foram esculpidas no quartzito e se encontram a cerca de 6 metros

acima do nível do mar atual (

certamente contribuíram para o processo de abertura destas feições. Outras feições erosi

e 2º, ao passo que em outros trechos do norte é ausente, onde o mar choca

estruturas em marmita na rochas de praia e sua inclinação suave em direção ao mar.

Cavernas esculpidas em quartzito na parte central da Ponta de Jericoacoara (setas vermelhas) e ), estrutura em forma de entalhe basal (wave-cut notch).


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 erosi

60

e 2º, ao passo que em outros trechos do norte é ausente, onde o mar choca-se diretamente com

ção suave em direção ao mar.

Cavernas esculpidas em quartzito na parte central da Ponta de Jericoacoara (setas vermelhas) e


). As numerosas fraturas e juntas na encosta rochosa

certamente contribuíram para o processo de abertura destas feições. Outras feições erosivas 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.

Figura 33 – Desenho esquemático de algumas feições de erosão costeira presentes na Ponta de Jericoacoara: 1 arco marinho (natural sea arch); 2

As rochas ou arenitos de praia (

rapidamente pela precipitação de carbonatos na zona de variação do nível d’água subterrâneo,

zona esta também relacionada com a subida e

alternância entre clima seco e úmido (BI

geralmente se formam sob uma fina camada de sedimento e assentam

inconsolidada, embora possam ser encontrados sobre q

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 CaCO

físico-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

pela desgaseificação de CO

carbonato de cálcio micrítico como subproduto de atividade microbiológica (TURNER,

2005).

As porcentagens de cimento carbonático estão entre 12 e 42

intergranular, de acordo com Maia

de 6 a 29 %. A característica dos cimentos revela a origem marinha, onde o HMC (cimento

calcítico com alto Mg) apre

próximos de zero e os de C

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 marin

para ocorrer a precipitação do carbonato na linha de costa, por contraste entre a salinidade das

águas do rio e a do mar.

Desenho esquemático de algumas feições de erosão costeira presentes na Ponta de Jericoacoara: 1 ); 2 – pilar marinho (stack) e 3 – “toco” marinho (stump

As rochas ou arenitos de praia (beachrocks) são formações rochosas consolidadas


zona esta também relacionada com a subida e descida das marés e com máximo grau de

alternância entre clima seco e úmido (BIRD, 2008). De acordo com Turner (

geralmente se formam sob uma fina camada de sedimento e assentam

inconsolidada, embora possam ser encontrados sobre qualquer tipo de embasamento.



resultado de altas temperaturas, supersaturação de CaCO3 e/ou evaporação; (b) precipitação

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 de calcita e aragonita

pela desgaseificação de CO2 da água dos poros dos sedimentos praiais e; (d) precipitação de


As porcentagens de cimento carbonático estão entre 12 e 42

, de acordo com Maia et al. (1997) para as rochas de praia do litoral cearense,

. A característica dos cimentos revela a origem marinha, onde o HMC (cimento

calcítico com alto Mg) apresenta altos teores de Na e Sr, os valores isotópicos de oxigênio são

de Ca são superiores a 2% (MAIA et al., no prelo). Levando


de rios, estes autores consideram que há uma interação entre os ambientes fluvial e marin


63

Desenho esquemático de algumas feições de erosão costeira presentes na Ponta de Jericoacoara: 1 – stump).

) são formações rochosas consolidadas


descida das marés e com máximo grau de

RD, 2008). De acordo com Turner (2005), eles

geralmente se formam sob uma fina camada de sedimento e assentam-se sobre areia

ualquer tipo de embasamento.



ou evaporação; (b) precipitação

química de calcita ou aragonita de baixo teor de Mg pela mistura de águas subterrâneas,

química de calcita e aragonita

dos poros dos sedimentos praiais e; (d) precipitação de


As porcentagens de cimento carbonático estão entre 12 e 42 % e a porosidade

para as rochas de praia do litoral cearense, é

. A característica dos cimentos revela a origem marinha, onde o HMC (cimento

os valores isotópicos de oxigênio são

, no prelo). Levando-se em


de rios, estes autores consideram que há uma interação entre os ambientes fluvial e marinho


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

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 variabili

acordo com Lancaster (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 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 vent

Contém minerais pesados, especialmente ilmenita, oriundos d

Brandão (1995). Os tipos de dunas mais comuns no Ceará são barcanas, transversais,

sheets, parabólicas e hummocks

realizado por LABOMAR-

dunas fixadas por vegetação, eolianitos e dunas móveis.

A respeito das gerações de dunas encontradas no Ceará, t

identificados na literatura. Maia (1

com base em critérios estratigráficos, sedimentológicos e pedológicos, associando

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

Figura 35 – Relações estratigráficas entre as gerações de dunas.

Fonte: modificado de Maia, 1998.

A geração mais antiga é composta de pal

depositadas diretamente na parte superior da Formação Barreiras. As palaeodunas possuem


determina a taxa de transporte de areia, como a variabilidade do regime anual de ve

1995).



el em todo o nordeste brasileiro. Sua espessura média é de 20 metros e


constituídas de grãos foscos em função do impacto entre eles durante o transporte pelo vent

Contém minerais pesados, especialmente ilmenita, oriundos do embasamento, conforme

. Os tipos de dunas mais comuns no Ceará são barcanas, transversais,

hummocks. Porém, no mapeamento das unidades geoambientais

-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 a quatro gerações são

identificados na literatura. Maia (1998) fez uma estimativa indireta através de uma análise

com base em critérios estratigráficos, sedimentológicos e pedológicos, associando


, 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

Relações estratigráficas entre as gerações de dunas.

Maia, 1998.

o mais antiga é composta de paleodunas sem formas definidas e


65


dade do regime anual de ventos), de



el em todo o nordeste brasileiro. Sua espessura média é de 20 metros e


constituídas de grãos foscos em função do impacto entre eles durante o transporte pelo vento.

o embasamento, conforme

. Os tipos de dunas mais comuns no Ceará são barcanas, transversais, sand

. Porém, no mapeamento das unidades geoambientais

SEMACE (2006), foram individualizados apenas as paleodunas,

rês a quatro gerações são

998) fez uma estimativa indireta através de uma análise

com base em critérios estratigráficos, sedimentológicos e pedológicos, associando-os com


, 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).

eodunas sem formas definidas e


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

dunas em rampas ascendentes

inclui lee dunes e dunas de precipitação (

dunes). Dunas acumuladas em função da rugosidade do terreno ou de flutuações

aerodinâmicas (self-accumulated dunes

lineares não vegetadas (chamadas de

piramidais (star dunes). As dunas formadas pela acumulação de areia relacionada à presença

de vegetação incluem as parabólicas (

linear dunes), e as dunas coppice

Figura 37 – Classificação de Dunas Simples

Fonte: modificado de Pye; Tsoar

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

úmidas e campos de barcanas e cadeias barcanoides transversais em regiões costeiras

semiáridas (ILLENBERGER, 1988

As dunas mais comuns no Estado do Ceará são barcanas, transversais,

sheets, parabólicas e hummocks

Jericoacoara, predominam as barcanas, cadeias barcanoides, dunas frontais e, em função

disso, receberão maior enfoque neste trabalho.

em rampas ascendentes (climbing dunes) e echo dunes, acumulações a sotavento, que

unas de precipitação (falling dunes), e dunas de topo de falésias (

. Dunas acumuladas em função da rugosidade do terreno ou de flutuações

accumulated dunes) incluem barcanas, cadeias barcanoides e dunas

tadas (chamadas de seif), dunas dômicas (dome dunes

. As dunas formadas pela acumulação de areia relacionada à presença

de vegetação incluem as parabólicas (parabolic dunes), as lineares vegetadas (

oppice ou hummock (FIGURA 37).

Classificação de Dunas Simples.

; Tsoar (1990).



regiões do planeta, com predomínio de parabólicas e do tipo hummock


semiáridas (ILLENBERGER, 1988 apud PYE; TSOAR, 1990).

s dunas mais comuns no Estado do Ceará são barcanas, transversais,

hummocks (SEMACE-LABOMAR, 2006). No Parque Nacional de


disso, receberão maior enfoque neste trabalho.

69

, acumulações a sotavento, que

topo de falésias (cliff-top

. Dunas acumuladas em função da rugosidade do terreno ou de flutuações

) incluem barcanas, cadeias barcanoides e dunas

dome dunes) e dunas estrela ou

. As dunas formadas pela acumulação de areia relacionada à presença

as lineares vegetadas (vegetated



hummock em regiões costeiras


s dunas mais comuns no Estado do Ceará são barcanas, transversais, sand

MAR, 2006). No Parque Nacional de


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

mais do tipo fat do que do

Marrocos, do Peru e do Qatar (STOKES

campos de dunas pudgy e fat

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

Figura 38 – Figura esquemática do formato de barcanas de acordo com Long mostra diferentes proporções de duas formas

Fonte: modificado de

Em perfil, a barcana possui

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 ba

do que do slim, por exemplo, as do deserto oriental do Egito, do sul do

Marrocos, do Peru e do Qatar (STOKES et al., 1999; SAUERMANN

e fat de Marte são encontrados nas margens de grandes campos de

locais onde talvez haja influência da topografia sobre o fluxo de ventos. Isso pode


são proto-barcanas, que se desenvolveram de dunas domo.

Figura esquemática do formato de barcanas de acordo com Long ede duas formas iniciais de barcanas (painel superior).

modificado de Bourke e Goudie, 2009.

Em perfil, a barcana possui uma linha bem marcada (brink line



próximo da linha de divisão entre barlavento e sotavento da duna. Se a força do vento for

72

or exemplo, as do deserto oriental do Egito, do sul do

, 1999; SAUERMANN et al., 2000). Os

de Marte são encontrados nas margens de grandes campos de

locais onde talvez haja influência da topografia sobre o fluxo de ventos. Isso pode


que se desenvolveram de dunas domo.

e Sharp (1964). A figura

brink line) que divide o



rlavento 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

superfície de rugosidade, que é determinada pela vegetação ou das características dos

sedimentos (WILSON, 1972; HOWARD

Figura 41 – Modelo digital de terreno da maior duna de Jericoacoara.

Figura 42 – Classificação das dunas de Jericoacoara segundo Long Goudie, 2009. Para mais detalhes, vide texto.

Mesmo que a presente pesquisa tenha

desta megabarcana, estas mesmas

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

acordo com os estudos anteriores já citados.

ampliar a gama de validade de relações de equilíbrio.

0

0,125-0,375

rfície de rugosidade, que é determinada pela vegetação ou das características dos

sedimentos (WILSON, 1972; HOWARD et al., 1978).

Modelo digital de terreno da maior duna de Jericoacoara.

Classificação das dunas de Jericoacoara segundo Long e Sharp, 1964 com modificações de Bourke Goudie, 2009. Para mais detalhes, vide texto.

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


maior) e cerca de 17 vezes maior do que a altura, razões bem diferentes das

anteriores já citados. Dessa forma, os dados encontrados

ampliar a gama de validade de relações de equilíbrio.

6

10

8

0,375 0,376-0,625 0,626-0,875 0,876>

Número de Dunas

76

rfície de rugosidade, que é determinada pela vegetação ou das características dos

Sharp, 1964 com modificações de Bourke e

encontrado um valor diferente para a altura

A largura calculada por


maior) e cerca de 17 vezes maior do que a altura, razões bem diferentes das esperadas de

os dados encontrados servem para

0,876>

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), crescent-shaped 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 pós-

Barreiras 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

5.100 anos A.P. e, desse modo, contemporâneas às

por Martin et al. (1980) na região

Touros, litoral norte do R

20.000 anos A.P.

Figura 45 – Alturas de feições erosivas marinhas originadas pelas flutuações do nível do mar durante o Quaternário.

Levando-se em conta alguns fatos sobre erosão marinha, conclui

acima descritas podem ter sido produzidas durante a chamada Penúltima

marinha.

Os dados de termoluminescência de 12 amostras de areia de duna

estudadas por Tsoar et al. (2009) revelam que

existia desde o fim do penúltimo período glacial (cerca 130

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)

fixas ou estabilização artificial de dunas ativas.

ka.

As paleodunas, chamadas de dunas de primeira geração por serem as mais antigas

do litoral cearense (BRAGA

também se formaram nessa época. Datações recentes de depósitos correlatos ao longo do

litoral do Ceará realizadas por Maia

desse modo, contemporâneas às denominadas dunas externas, mapeadas

na região de Salvador. Segundo a modelagem

Rio Grande do Norte, o mar chegou a recuar 1

feições erosivas marinhas originadas pelas flutuações do nível do mar durante o

se em conta alguns fatos sobre erosão marinha, conclui

acima descritas podem ter sido produzidas durante a chamada Penúltima

Os dados de termoluminescência de 12 amostras de areia de duna

. (2009) revelam que a estabilização das dunas costeiras do Ceará já

existia desde o fim do penúltimo período glacial (cerca 130 ka A.P.). Es



(80 e 250 anos), que podem ser o resultado de remobilização recente de dunas

fixas ou estabilização artificial de dunas ativas. Outras amostras tem idades


do litoral cearense (BRAGA et al., 1981 apud CASTRO; RAMOS, 2006; MAIA, 1998),


litoral do Ceará realizadas por Maia et al. (2011) indicam que estas unidades tem entre

85

denominadas dunas externas, mapeadas

modelagem de Peltier (1998) em

, o mar chegou a recuar 107 m há cerca de

feições erosivas marinhas originadas pelas flutuações do nível do mar durante o

se em conta alguns fatos sobre erosão marinha, conclui-se que as feições

acima descritas podem ter sido produzidas durante a chamada Penúltima Transgressão

Os dados de termoluminescência de 12 amostras de areia de dunas coletadas e

a estabilização das dunas costeiras do Ceará já

a A.P.). Estes autores afirmam



emobilização recente de dunas

idades entre 1,75 e 40,8


RAMOS, 2006; MAIA, 1998),


indicam que estas unidades tem entre

108.000 e 103.000 anos. Afloramentos das mesmas u

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

satélite em função da fixação de seus flancos ou braços por vegetação

deslocada no sentido dos paleoventos (

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

entre a Penúltima Transgressão e a regressão subsequente

quando o mar começou a recuar seus

fixas adjacentes ao promontório demonstram que foram formadas durante um pe

recuo de mar, tal como a regressão acima citada.

Figura 46 – Dunas parabólicas fixadas por vegetação

Extrato de imagem obtida

O mar dissecou os terraços marinhos pleistocênicos e invadiu os sedimentos da

Formação Barreiras no máximo da Última Transgressão (BITTENCOURT

Transgressão Santos (MARTIN;

de ilhas-barreiras, que separavam o mar aberto do restante dos terraços pleistocênicos.

Lagunas instalaram-se em algumas regiões por trás das ilhas

108.000 e 103.000 anos. Afloramentos das mesmas unidades ocorrem em pe

do promontório de Jericoacoara.



vegetação, localizadas no sudoeste do Parque Nacional. São observadas em imagens de

satélite em função da fixação de seus flancos ou braços por vegetação,

deslocada no sentido dos paleoventos (FIGURA 46). O sentido destes não é difere


É comum o aparecimento de lagoas interdunares entre seus braços.

Dessa forma, é possível correlacionar as paleodunas com o período de

tre a Penúltima Transgressão e a regressão subsequente definido para o litoral brasileiro,

começou a recuar seus cerca de 6 metros acima do atual.

fixas adjacentes ao promontório demonstram que foram formadas durante um pe

recuo de mar, tal como a regressão acima citada.

Dunas parabólicas fixadas por vegetação em amarelo a sudoeste do Parque Nacional de Jericoacoara

Extrato de imagem obtida do Google Earth (2006).


Formação Barreiras no máximo da Última Transgressão (BITTENCOURT

Transgressão Santos (MARTIN; SUGUIO, 1978), afogando a planície costeira com formação

barreiras, que separavam o mar aberto do restante dos terraços pleistocênicos.

se em algumas regiões por trás das ilhas-barreiras,

86

nidades ocorrem em pequenas porções



. São observadas em imagens de

, com sua parte central

O sentido destes não é diferente do dos


É comum o aparecimento de lagoas interdunares entre seus braços.

as paleodunas com o período de transição

definido para o litoral brasileiro,

cerca de 6 metros acima do atual. As dunas parabólicas

fixas adjacentes ao promontório demonstram que foram formadas durante um período de

a sudoeste do Parque Nacional de Jericoacoara.


Formação Barreiras no máximo da Última Transgressão (BITTENCOURT et al., 1979) ou

SUGUIO, 1978), afogando a planície costeira com formação

barreiras, que separavam o mar aberto do restante dos terraços pleistocênicos.

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 14C), 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 Época Geológica/Idade Paleoclima

Cavernas, Arco Marinho, Pilares Marinhos

Penúltima Transgressão há cerca de 120 ka A.P. (Pleistoceno)

Interglacial de Riss-Würm, temperatura alta, clima seco na fase final (Europa)

Paleodunas Entre Penúltima Transgressão e regressão seguinte

Deslocamento da ZCIT, Glacial de Würm, clima úmido

Dunas Parabólicas fixas

Regressão após Penúltima Transgressão

Glacial de Würm, clima úmido (NE do Brasil)

Entalhes basais Última Transgressão (Holoceno) há cerca de 5 ka A.P.

Transgressão flandriana (pós-würmiana), ocasionalmente seco

Rochas de praia (beachrocks)

Entre transgressão holocênica e regressão seguinte

Aumento da umidade, diminuição da temperatura

Dunas barcanas e barcanoides

Regressão holocênica 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

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 tamb

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

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


líquidos pelo solo, afetando a penetração de raízes. A compactação do solo tamb


condição do aquífero local.

Acesso de pessoas à Duna do Pôr-do-Sol em primeiro plano e vila de Jericoacoara em segundo.

Planície de deflação e as várias trilhas diferentes produzidas por veículos.



90


líquidos pelo solo, afetando a penetração de raízes. A compactação do solo também interfere


Sol em primeiro plano e vila de Jericoacoara em segundo.



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 6 REFERÊNCIAS

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A ponta de Jericoacoara e seu potencial como sítio geológico do