UNIVERSIDADE FEDERAL DO ESPÍRITO SANTO CENTRO DE CIÊNCIAS HUMANAS E NATURAIS DEPARTAMENTO DE OCEANOGRAFIA E ECOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DO ESPÍRITO SANTO CENTRO DE CIÊNCIAS HUMANAS E NATURAIS DEPARTAMENTO DE OCEANOGRAFIA E ECOLOGIA CURSO DE GRADUAÇÃO EM OCEANOGRAFIA ANÁLISE SISMOESTRATIGRÁFICA DA BAÍA DO ESPÍRITO SANTO JACQUELINE VAZOLE VITÓRIA 2013

2 JACQUELINE VAZOLE ANÁLISE SISMOESTRATIGRÁFICA DA BAÍA DO ESPÍRITO SANTO Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Curso de Oceanografia, do Departamento de Oceanografia e Ecologia do Centro de Ciências Humanas e Naturais da Universidade Federal do Espírito Santo, como requisito para obtenção de grau de Bacharel em Oceanografia. Orientadora: Prof a Dr a : Valéria S. Quaresma VITÓRIA 2013

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4 ANÁLISE SISMOESTRATIGRÁFICA DA BAÍA DO ESPÍRITO SANTO por Jacqueline Vazole Submetido como requisito parcial para a obtenção de grau de Oceanógrafa na Universidade Federal do Espírito Santo Setembro de 2013 Jacqueline Vazole Por meio deste, o autor confere ao Colegiado do Curso de Oceanografia e ao Departamento de Oceanografia da UFES permissão para reproduzir e distribuir cópias parciais ou totais deste documento de monografia para fins não comerciais. Assinatura do autor... Curso de Graduação em Oceanografia Universidade Federal do Espírito Santo 16 de Setembro de Certificado por... Prof a. Dr a. Valéria da Silva Quaresma Prof. Adjunto / Orientadora CCHN/DOC/UFES Certificado por... Prof. Dr. Alex Bastos Examinador Interno DOC/UFES Certificado por... Msc. Alex Evaristo da Silva Examinador Interno DOC/UFES Aceito por... Ângelo Fraga Bernardino Prof. Adjunto / Coordenador do Curso de Oceanografia CCHN/DOC/UFES

5 AGRADECIMENTOS Agradeço a Deus por ter colocado verdadeiros anjos em minha vida, que me deram a força e ajuda necessária para seguir em frente e não desistir nos momentos difíceis. Por ter me dado uma família maravilhosa, a quem eu dedico esse trabalho. Família essa, que me deu todo o suporte necessário, o incentivo e a força para chegar até aqui; Aos meus amigos mais que fiz na Ufes, que levarei para sempre comigo. Flor. Lala, Lara, Kyssy, Geóriga, pelas histórias, momentos felizes, de risos as vezes sem motivo, e de perrengue, momentos esses que só fizeram crescer a amizade, pessoas fundamentais nesse processo. Á Elisa, Laurinha, Gastão, Geandré, Dani, por ajudar nas minhas análises, ao Diego, pela ajuda e por fornecer as linhas sísmicas. A todos que participaram direta ou indiretamente dessa jornada. À minha Orientadora Valéria da Silva Quaresma pela sabedoria transmitida, conhecimentos transmitidos tanto durante a orientação quanto nas salas de aula; Ao Laboratório de Oceanografia Geológica da UFES pelo suporte; Ao Programa Institucional da UFES em Petróleo e Gás (PRH 29) e Agência Nacional do Petróleo pela concessão da bolsa de estudo para desenvolver o projeto.

6 Há um tempo em que é preciso abandonar as roupas usadas que já têm a forma do nosso corpo e esquecer os nossos caminhos que nos levam sempre aos mesmos lugares. É o tempo da travessia e, se não ousarmos fazê-la, teremos ficado, para sempre, à margem de nós mesmos. RESUMO Fernando Teixeira de Andrade

7 A geofísica é uma ferramenta importante no estudo do passado geológico, que consiste em uma investigação indireta baseada na propagação de ondas acústicas e de acordo com o padrão de resposta acústica é possível interpretar processos deposicionais/erosivos. Nesse trabalho buscou-se analisar a configuração estratigráfica dos depósitos sedimentares na Baía do Espírito Santo com o objetivo de auxiliar no entendimento dos processos envolvidos na evolução sedimentar da costa. A investigação sísmica de alta resolução, com fonte boomer, realizada na Baía do Espírito Santo, Vitória/ES permitiu classificar unidades sísmicas utilizando padrões de terminação e a configuração interna. A análise dos refletores sísmicos possibilitou identificar eventos transgressivos e regressivos. Refletores truncados, observados em todas as linhas sísmicas, evidenciaram presença de feições erosivas, as quais, algumas foram interpretadas como paleocanais. Também foram encontrados indicadores como terminações em onlap, com preenchimento de paleocanais, mostrando que houve um período de mar alto. Palavras chaves: Sismoestratigrafia, Baía do Espírito Santo, Variação relativa do nível do mar.

8 LISTA DE FIGURAS Figura 1: Localização da área de estudo: Baía do Espírito Santo. Fonte: CARMO, Figura 2: Mapa com a batimetria 2D da Baía do Espírito Santo Figura 8: Mapa das classes texturais encontradas na região da baia do Espírito Santo, segundo classificação de Folk and Ward (1957). As feições pretas representam as localizações dos arenitos de praia Figura 3: Esquema dos padrões de terminação de refletores nos limites superior e inferior de uma sequência sísmica Figura 4: Padrões de terminação de reflexões dentro de uma seqüência sísmica idealizada Figura 5: Esquema das configurações de fácies sísmicas Figura 6: Esquema representando a transmissão e a reflexão do sinal sísmico em diferentes camadas abaixo do fundo marinho Figura 7: Mapa com a localização das linhas sísmicas ao longo da Baía do Espírito Santo Figura 9: Trecho da linha 5 mostrando as principais unidades e superfícies sísmicas encontradas nesse trabalho. O lado esquerdo da figura é referente à costa (final de Camburi), e o esquerdo é o afloramento rochoso Figura 10: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 1. Com destaque para os paleocanais na superfície S2. Porção direita da figura se refere à ponta de Tubarão Figura 11: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 2. Destaque para os paleocanais na superfície S2. Porção direita da figura se refere à ponta de Tubarão Figura 12: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha

9 Figura 13: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 4. Destaque para truncamento erosivo na superfície S2 (linha laranja), refletores transparentes e de baixa reflexão, e camada de sedimento lamoso no canal de acesso da Vale Figura 14: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 5. Destaque para clinoformas progradante na U4, superfícies truncada na S3 e S2, e possível beach rock emerso Figura 15: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 6. Destaque para possível beach rock emerso e representação somente das superfícies S1 e S Figura 16: Alinhamento dos arenitos de praia. (a) Batimetria da Baía do Espírito Santo, com a presença de recife submerso e canal de acesso do porto (Fonte: CARMO, 2009); (b) Mapa com a localização das linhas sísmicas

10 SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO OBJETIVOS OBJETIVOS GERAIS OBJETIVOS ESPECÍFICOS ÁREA DE ESTUDO REVISÃO BIBLIOGRÁFICA SISMOESTRATIGRAFIA PADRÕES DE TERMINAÇÕES DOS REFLETORES SÍSMICOS FÁCIES SÍSMICAS INDICADORES SISMOESTRATIGRÁFICOS DE VARIAÇÕES RELATIVA DO NÍVEL DO MAR FLUTUAÇÕES DO NIVEL DO MAR NO QUATERNÁRIO EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA DOS EMBAIAMENTOS MÉTODO SÍSMICO METODOLOGIA RESULTADOS E DISCUSSÃO CONCLUSÃO E CONSIDERAÇÕES FINAIS REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA... 46

11 10 1. INTRODUÇÃO O oceano preserva, em sua camada sedimentar, um pouco da história do planeta terra, revelando um passado de alteração tectônica, climática, física, química e biológica (BAPTISTA NETO, et al., 2004). Uma ferramenta importante no estudo do passado geológico é a geofísica que consiste em uma investigação indireta baseada na propagação de ondas acústicas. Este método permite registrar os elementos arquiteturais dos sistemas deposicionais costeiros e através do reconhecimento dos padrões de resposta acústica é possível interpretar processos deposicionais/erosivos (AYRES NETO, 2000; WESCHENFELDER, et al., 2008). A estratigrafia é uma ciência que além de estudar a sucessão original e a idade das rochas analisa a forma, a distribuição, a composição litológica, o conteúdo paleontológico, as propriedades geofísicas e geoquímicas, ou seja, todos os caracteres, propriedades e atributos das mesmas como estratos, buscando inferir o ambiente de origem e sua história geológica (MENDES, 1984). Estuda a relação das rochas sedimentares dentro de um arcabouço cronoestratigráfico de estratos relacionados geneticamente, sendo essencialmente uma estratigrafia por eventos (DELLA FÁVERA, 2001). Esse método permitiu uma visão holística na análise de bacias sedimentares, compilando as informações vindas da geologia sedimentar, da sedimentologia, da bioestratigrafia, da paleogeografia, dentre outras. Os conceitos de sismo-estratigrafia deram origem ao embasamento da estratigrafia de sequências, a qual possibilitou melhor entendimento das relações entre arquitetura deposicional no preenchimento de bacias sedimentares e as oscilações eustáticas. Dessa forma, a partir do padrão estratal, é possível interpretar os tratos e sistemas deposicionais relacionandoos com determinados trechos da curva de oscilação eustática (PAYTON, 1977; POSAMENTIER et al., 1988). A sismo-estratigrafia possibilita a interpretação das várias combinações que ocorrem entre suprimento e dispersão de sedimento, tectonismo e ciclos glácios-eustáticos na formação das sequências sedimentares, permitindo identificar e caracterizar as estruturas em

12 11 subsuperfície. É uma abordagem metodológica que permite a interpretação geológica sistemática de registros sísmicos, fornecendo informações relativas aos processos de sedimentação, variações do nível do mar, entre outras (WESCHENFELDER, et al., 2008). O uso do método sísmico de alta resolução tem sido muito empregado para se estudar a evolução sedimentar em áreas submersas. Em ambientes marinhos rasos esse método vem sendo empregado para investigar a distribuição de camadas sedimentares em sub-superfície, paleogeografia, espessura sedimentar, presença de falhamentos, ocorrências de acumulações rasas de gás biogênico, e deslizamentos submarinos. Como o substrato que compõe o ambiente costeiro brasileiro se originou a partir das oscilações do nível do mar no Quaternário, há uma complexa interdigitação de camadas, e o conhecimento destas camadas se faz necessário, por exemplo, para passagem de tubos e cabos submersos (AYRES NETO, 2000; SOUZA, 2006, WESCHENFELDER, et al., 2008). Esse método é uma ferramenta importante para a indústria do petróleo por permitir fazer predições mais precisas de rochas reservatório, fonte e selos, além de permitir o conhecimento de possíveis percursos para a migração dos hidrocarbonetos (DELLA FÁVERA, 2001). No entanto, para estudos em áreas mais profundas, utilizam-se fontes sísmicas de baixa frequência, ou seja, alta penetração e baixa definição. Há vários estudos sobre a Baía do Espírito Santo com abordagem em diversos aspectos ambientais, no entanto, atualmente, nenhum trabalho foi elaborado tendo enfoque na evolução sedimentar desta Baía com o método sismoestratigráfico. Esse estudo se torna importante visto que possivelmente a formação dessa Baía está relacionada às variações relativas do nível do mar.

13 12 2. OBJETIVOS 2.1 OBJETIVOS GERAIS O objetivo deste trabalho é a realização de uma análise sismoestratigráfica na Baía do Espírito Santo, visando contribuir para o conhecimento da evolução do ambiente costeiro em função das variações do nível do mar. 2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS - Reconhecer superfícies sísmicas do depósito sedimentar da Baía do Espírito Santo; - Definir as superfícies, bem como as sismofácies; - Definir espacialmente a distribuição das fácies sísmicas.

14 13 3. ÁREA DE ESTUDO A Baía do Espírito Santo está localizada no município de Vitória, no Estado do Espírito Santo (Figura 1). É caracterizada como uma baía do tipo aberta, sendo limitada ao Norte pela Ponta de Tubarão, ao Sul pela barra do canal principal da Baía de Vitória e pela Ponta de Santa Luzia; a Oeste pela ilha de Vitória, que a separa da porção interior da Baía de Vitória e a Leste, para o oceano Atlântico (ALBINO, 1999). A formação dessa região está ligada a uma sucessão de eventos geológicos que propiciaram a sua configuração atual (MARTIN, et al., 1996). Figura 1: Localização da área de estudo: Baía do Espírito Santo. Fonte: CARMO, A Baía do Espírito Santo está situada na porção continental da planície marinha/fluvial quaternária, sendo uma zona de transição entre a shoreface e a plataforma continental interna (ALBINO et al,. 2001). De acordo com Martin et al. (1996a), a costa capixaba foi dividida em seis setores de acordo com os depósitos quaternários. A área de estudo desse trabalho está inserida no setor quatro, que é caracterizada pelo contato de rochas cristalinas pré-cambrianas,

15 14 que alcançam a linha de costa tornando o litoral recortado, depósitos quaternários e presença da Formação Barreiras (MARTIN et al., 1996a). A topografia dessa baía se apresenta suave em quase toda sua extensão, com uma declividade moderada a baixa, exceto pela presença de um recife submerso paralelo à linha de costa e perpendicular a entrada da baía, o que a torna mais rasa nesse local (Figura 2). Além disso, há um canal de acesso ao porto de Tubarão, de origem antrópica, tornando sua topografia mais profunda nessa área (CARMO, 2009). Figura 2: Mapa com a batimetria 2D da Baía do Espírito Santo. Fonte: CARMO, Análises granulométricas realizados na Baía do Espírito Santo por Carmo (2009) indicaram que a baía é composta principalmente por sedimentos litoclásticos (maioria), sedimento litobioclástico e sedimento biolitoclástico (este localizado na região abrigada da ação das ondas de SE) e apresenta quatro classes texturais, sendo elas: Cascalho arenoso, areia cascalhosa (classe predominante na baía), areia lamosa, lama arenosa e lama (próximo ao canal de acesso ao porto de Tubarão). Além disso, Carmo (2009) encontrou

16 15 sedimento lamoso e areia lamosa nas regiões mais abrigadas da baía (Figura 3). Figura 3: Mapa das classes texturais encontradas na região da baia do Espírito Santo, segundo classificação de Folk and Ward (1957). As feições pretas representam as localizações dos arenitos de praia. (Fonte: CARMO, 2009). Sedimentos relíquias (palimpséticos) de origem fluvial ou da Formação Barreiras são encontrados no pacote sedimentar, são retrabalhados pela dinâmica atual, apresentam uma granulometria grossa e são recobertos por sedimentos modernos, de granulometria fina. Esses sedimentos relíquias podem ser remanescentes de um nível de mar mais baixo, permanecendo na baía, sendo retrabalhados parcialmente e afogados pelos diferentes eventos transgressivos que ocorreram durante o início do Holoceno (CARMO, 2009). A partir de análises de dados de sondagem, sísmica e sonograma próximo ao canal de acesso ao porto de Tubarão e na planície de evolução da baía, Loureiro (2013), constatou a presença de afloramentos graníticos, materiais rígidos em sub-superfície que foi associado à tabatiga, argilitos, arenitos e blocos de arenito com óxido de ferro (lateríta).

17 16 4. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 4.1 SISMOESTRATIGRAFIA A sismo-estratigrafia permite uma compreensão da evolução tectonosedimentar, já que procura o entendimento das relações entre a arquitetura deposicional do preenchimento de bacias sedimentares e as oscilações eustáticas, o que torna possível realizar associações de conotação cronoestratigráfica (MITCHUM Jr. et al., 1977; RIBEIRO 2000). A sismoestratigrafia utiliza como ferramenta dados sísmicos para identificar, mapear e interpretar a estratigrafia e as fácies deposicionais, ou seja, a sequência estratigráfica. O padrão de estratificação, as sequências deposicionais, os depósitos ambientais e as litofácies são interpretados através das análises das terminações e configurações dos refletores sísmicos (MITCHUM Jr. et al., 1977). Para se elaborar uma estrutura cronoestratigráfica de uma bacia sedimentar faz-se necessário o conhecimento e o mapeamento das superfícies estratais e das discordâncias (RIBEIRO, 2000). Dois princípios básicos regem a estratigrafia, o principio do atualismo e o principio da superposição. O principio do atualismo diz que os processos geológicos atuais não diferem, essencialmente, em natureza e intensidade dos que atuaram no passado, ou seja, o presente é a chave do passado (MENDES 1984). Já o principio da superposição postula que as camadas sedimentares dispõem-se uma sobre a outra, mantendo a quase horizontalidade original, assim, cada camada é mais jovem que a camada subjacente e mais velha que a sobrejacente, no entanto, segundo Mendes (1984), pode haver algumas exceções.

18 PADRÕES DE TERMINAÇÕES DOS REFLETORES SÍSMICOS Os padrões de terminação de reflexão além de representar os limites de uma sequência, representam superfícies que irão delimitar as unidades sísmicas (seismicpackage) utilizadas na interpretação de tratos deposicionais. Para as interpretações das sequências sismo-estratigráficas os padrões de terminações de reflexão mais utilizados são o lapout, onlap, downlap, toplap, truncamento e concordância ou conformidade (Figura 4) (MITCHUM Jr. et al., 1977). Os indicadores estratigráficos mais confiáveis para mudanças relativa do nível do mar nos limites deposicionais são o onlap e o downlap (VAIL et al,. 1977). As descrições a seguir são baseadas em Mitchum Jr. et al. (1977) e Ribeiro (2000). Figura 4: Esquema dos padrões de terminação de refletores nos limites superior e inferior de uma sequência sísmica. Fonte: MITCHUM Jr et al Quando um estrado possui terminação lateral em seu limite deposicional original, este é chamado de lapout. Quando ocorre no limite inferior de uma unidade sísmica o lapout é então chamado de baselap e quando termina no limite superior é chamado de toplap. O baselap pode ser subclassificado em onlap ou downlap. O onlap representa uma reflexão/estrato, inicialmente horizontal, que termina a deposição contra uma superfície inicialmente inclinada ou quando possui certa inclinação a deposição termina com um mergulho acima contra uma superfície de maior

19 18 inclinação. Downlap ocorre quando uma reflexão/estrato, inicialmente inclinada, termina o mergulho abaixo contra uma superfície originalmente horizontal ou inclinada. O toplap é caracterizado por reflexões que apresentam terminações laterais e que diminuem a espessura, gradualmente, mergulho acima e ascendendo ao limite superior assintoticamente. Este ocorre quando o nível de base é muito baixo, impedindo a continuidade da deposição do mergulho acima de um estrato, o que evidencia um hiato não-deposicional. Em alguns casos pode ocorrer by-pass sedimentar e pequenas erosões acima do nível de base, enquanto que abaixo se desenvolve um padrão de empilhamento progradacional. Truncamento ocorre quando as reflexões terminam lateralmente, por ter ocorrido um corte do seu limite original, podendo ser erosional ou estrutural. A erosional acontece quando a terminação lateral ocorre por efeito erosivo e localiza-se na parte superior de uma sequência, enquanto que no truncamento estrutural, o término lateral dos estratos pode se dá por ruptura estrutural, deslizamento gravitacional, fluxo de sal, intrusão ígnea, entre outros. A concordância ou conformidade é quando as reflexões/extratos de duas unidades sísmicas ou sequências adjacentes se apresentam paralelas com a superfície que as delimitam. A concordância ou conformidade pode ocorrer no topo ou na base de uma unidade sísmica ou sequência. Além dessas relações tem-se o offlap, a convergência interna e o truncamento aparente. O offlap é utilizado para designar o padrão de reflexão progradante dentro da bacia. A convergência interna ocorre devido ao adelgamento dos estratos dentro de uma unidade sísmica face aos limites de resolução sísmica ou sequências terminam abaixo de uma superfície pouco inclinada. A Figura 5 ilustra os padrões de terminações dos refletores dentro de uma sequência sísmica.

20 19 Figura 5: Padrões de terminação de reflexões dentro de uma seqüência sísmica idealizada. Fonte: RIBEIRO, FÁCIES SÍSMICAS A fácies sísmica pode ser definida como um grupo de reflexões que apresentam determinado padrão, ou conjunto de características, que o diferencia dos grupos adjacentes dentro de uma mesma sismosequência. Seria a expressão de uma litofácies, que é o reflexo de um processo sedimentar representando uma mudança faciológica dentro de uma sucessão de estratos (MICTHUM Jr. et al., 1977; PONTES, 2005). A análise das fácies sísmicas visa reconhecer os padrões de reflexões sísmicas e suas relações dentro das unidades sísmicas ou sequências, interpretando seus significados geológicos. Para isso, é necessária uma descrição e interpretação dos parâmetros extraídos das reflexões sísmicas, incluindo geometria, continuidade, amplitude, frequência e velocidade intervalar. A análise dessas fácies se faz com o objetivo de quantificar e interpretar as variações dos parâmetros sísmicos causados por mudanças geológicas dentro das sequências sísmicas, sendo assim, é uma ferramenta que possibilita reconstruir a evolução estratigráfica de uma bacia e correlacionar tais feições com outros locais (MICTHUM Jr. et al., 1977; MENDES, 1984; PONTES, 2005).

21 20 A configuração interna das reflexões é, normalmente, o parâmetro mais utilizado na análise de fácies sísmicas e também o que melhor as caracteriza. As configurações paralelas/subparalelas indicam uma taxa de deposição uniforme dos estratos sobre uma superfície estável ou uniformemente subsidente. A configuração divergente pode indicar uma variação em área, na taxa de deposição, inclinação progressiva do substrato (tilting) ou os dois fatores juntos (RIBEIRO, 2000; BARBOZA, 2005) Os principais padrões de configuração das reflexões para análise de fácies sísmica são, conforme ilustrado na Figura 6, paralela/subparela, progradante, caótica, transparente, divergente, hummocky (RIBEIRO, 2000). Figura 6: Esquema das configurações de fácies sísmicas. Fonte: MITCHUM et al., Estratos com taxa de deposição uniforme são indicados pelas configurações paralelas/subparalelas, essas deposições estão sobre uma superfície estável

22 21 ou uniformemente subsidente (RIBEIRO, 2000). Segundo Mitchum Jr. et al., (1977), são feições presentes em sistemas fluviais, evaporíticos, planícies abissais e em plataforma. As configurações progradantes estão presentes em áreas declinadas, na qual ocorre significativa sopreposição lateral de estratos, e essas superfícies inclinadas são denominadas clinoformas e podem ocorrer em diversos tipos de ambientes (MITCHUM Jr. et al., 1977; RIBEIRO, 2000). As variações na taxa de aporte sedimentar e de criação de espaço de acomodação determinam os diferentes padrões de clinoformas, que são oriundas de processos sedimentares de tração, fluxos gravitacionais e decantação, podendo ser encontras em plataforma, borda de plataforma, bacia, leques costeiros, entre outros ambientes As clinoformas podem ser classificadas ainda em obliquas (paralelas e tangenciais), sigmoidais, complexo sigmoidal-obliqua e shingled (MITCHUM Jr. et al., 1977; RIBEIRO, 2000; PONTES, 2005). O padrão caótico é representado por reflexão descontinua indicando uma superfície de reflexão desorganizada. Essa configuração é relacionada a um ambiente deposicional de energia relativamente alta, ou seja, associado a processos de escorregamentos, ou como deformações posteriores à deposição dos estratos (RIBEIRO, 2000). A configuração transparente é caracterizada por apresentar poucos refletores e de baixa amplitude, gerado pelo escasso contraste de impedância acústica. Pode indicar unidades litológicas homogêneas ou sem estratificação, assim como pacotes sedimentares intensamente redobrados ou com mergulho muito abrupto (OJEDA, 1988, apud RIBEIRO, 2000). 4.4 INDICADORES SISMOESTRATIGRÁFICOS DE VARIAÇÕES RELATIVA DO NÍVEL DO MAR As mudanças relativas do nível do mar podem ser reconhecidas pelos padrões sismoestratigráficos como onlap costeiro, toplap costeiro e pelo deslocamento para baixo do onlap costeiro (RIBEIRO, 2000).

23 22 O padrão de deposição em um nível relativo do mar alto consiste em uma sedimentação progressiva em direção ao continente, e o padrão de reflexão é chamado de onlap costeiro. Isso pode ser gerado por uma subida eustática, enquanto a bacia subside, fica estacionária ou ascende em razão inferior à subida eustática; quando o substrato da bacia subside e o nível do mar mantêm-se estável; e quando o substrato da bacia subside numa razão maior do que uma queda eustática. A faciologia em uma situação de onlap é fortemente influenciada pelo suprimento de sedimento disponível, podendo resultar em diferentes relações faciológicas e posicionamentos da linha de costa. Além disso, pode ocorrer transgressão ou regressão da linha de costa durante o nível de mar alto devido ao influxo de sedimento terrígeno, influenciando na profundidade relativa da lâmina de água. Os padrões geométricos de estratos na margem da bacia dependem da combinação da eustasia e subsidência, ou seja, a taxa a qual o espaço disponível está sendo criado e como o sedimento recém-chegado responde a essa disponibilidade (DELLA FÁVERA, 2001). O espaço disponível para deposição sedimentar (acomodação) e a taxa de variação de novos espaços adicionados (taxa de acomodação) são fatores importantes para a formação do padrão estratal e a distribuição espacial da fácies (POSAMENTIER et al., 1988). A distribuição faciológica e o padrão estratal de deposição são determinados pela taxa de variação relativa do nível de base de uma bacia, ou seja, pela taxa de acomodação (RIBEIRO, 2000). O espaço de acomodação pode fazer com que mesmo que haja um aumento do nível relativo do mar a profundidade da lamina d água permaneça a mesma. Isso ocorre quando as taxas de aporte e de sedimentação são iguais à taxa da nova criação do espaço de acomodação. No entanto, se a taxa de aumento da acomodação for menor que a taxa de aporte sedimentar e de acumulação, a profundidade diminuirá e a variação relativa do mar subirá (POSAMENTIER et al., 1988).

24 23 Independente da situação de nível de base, os sistemas deposicionais costeiros pode apresentar grande variabilidade lateral, pois são influenciados por diversos fatores, como tendência de subsidência locais, a localização da fonte das fontes de sedimento, o trajeto de correntes e rotas sedimentares e as variações na morfologia costeira (MARTINSEN & HELLAND-HANSEN, 1995) 4.5 FLUTUAÇÕES DO NIVEL DO MAR NO QUATERNÁRIO O Período Quaternário é marcado por mudanças climáticas cíclicas e pelas variações eustáticas do nível do mar, ou seja, por períodos glaciais e interglaciais, que se traduzem em importantes variações do nível do mar (VICALVI, 1999; SUGUIO, 2001). As flutuações do nível relativo do mar ocorrem em função, principalmente, das variações reais dos níveis dos oceanos, conhecidos como eustasia, e das mudanças nos níveis continentais, devido à tectônica e/ou à isostasia. Sendo estes controlados pela tectonoeustasia, glacioeustasia, e geoideustasia, o que gera as transgressões e as regressões sobre as plataformas continentais (MARTIN et al., 1993). Em escala global, o nível do mar sofre alteração com a variação do volume das bacias oceânicas e do volume das águas oceânicas. E enquanto que as mudanças na superfície do geoide e dos continentes irão atuar em escala local ou regional. Além disso, as variações climáticas também influenciam no volume de água oceânica (MARTIN et al., 1996a; SUGUIO, 2010). Parte preponderante da atual paisagem da superfície terrestre foi formada durante o Quaternário, com participação efetiva de fatores paleoclimáticos (BIGARELLA, BECKER, SANTOS, 1994). Esses fatores, segundo Lowe e Walker (1997), propiciaram mudanças ambientais muito diversificadas representadas por um complexo mosaico de paisagens e de sequências sedimentares que contém vestígios de fauna e flora, acompanhadas ou não por artefatos humanos. A costa brasileira sofreu vários processos transgressivos e regressivos durante o Período Quaternário. Há cerca de 123 mil anos A.P, durante a Penúltima

25 24 Transgressão, o nível do mar esteve cerca de 8 à 10 m acima do nível do mar atual. Já a última grande regressão ocorreu há aproximadamente 18 mil anos A.P, no auge do Último Máximo Glacial, quando o nível do mar esteve 110 m abaixo do atual. E, a partir disso, o nível do mar começou a subir progressivamente até culminar em um nível do mar 5 m acima do atual em anos A.P (BLOOM, 1971; MARTIN et al., 1993; SUGUIO, 2010). Após esse período, o nível relativo do mar abaixou de forma regular. Estudos realizados por Suguio et al. (1985), Martin et al. (1993, 1996a, 1998, 2003) afirmam ter ocorrido duas oscilações, uma entre anos A.P. (estando entre 2 e 3m acima do atual) e outra entre anos A.P. (1,5 a 2,5 acima do atual) (MARTIN, et al., 1996a). No entanto, estudos realizado por Angulo e Lessa (1997), Angulo et al. (2006) e Lessa e Angulo (1998) dizem não haver evidências dessas duas oscilações. Vale ressaltar que as mudanças do nível relativo do mar são controladas tanto por eustasia quanto por mecanismo locais que resultaram em um arcabouço estratigráfico diferente para uma determinada região. Na costa do Espírito Santo nenhuma curva de nível do mar foi proposta até o momento, apesar de haver alguns dados de radiocarbonos obtidos na planície costeiras do Rio Doce e no sul da costa do Espírito Santo, próximo a Baía do Espírito Santo. Há poucos dados e poucos estudos geológicos sistemáticos para caracterizar a costa do estado (BASTOS et al., 2010, MARTIN et al., 1997, 1996b). Estudos sismoestratigráficos realizados por Bastos et al. (2010), na Baía de Vitória, Espírito Santo, permitiu identificar fácies transgressivas e fácies regressivas. Além disso, datações realizadas com Carbono 14 indicaram cinco idades de radiocarbono, variando entre a anos AP. Na Baía do Espírito Santo, estudos realizados por Carmo indicaram a presença de paleocanais e de um arenito de praia paralelo à linha de costa. Os arenitos estão associado possivelmente à variação relativa do nível do mar e sua posterior estabilização. De acordo com Mabesoone e Rolim (1973), os arenitos são evidências das fases de elevação do nível médio do mar, onde cada fase de subida menor constituía uma faixa de arenito de praia emersa.

26 EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA DOS EMBAIAMENTOS Estudos realizados por Zeccinh et al. (2008), na zona costeira de Veneza, Itália, indicam que há uma relação entre e a arquitetura e a característica de sedimentação com a variação do nível relativo do mar no Pleistoceno Tardio e Holoceno. Esses autores observaram que o aumento do nível relativo do mar no Último Máximo Glacial (UMG) promoveu a formação de um sistema barreira-estuarina-lagunar no norte da plataforma epicontinental Adriática (TRINCARD et al., 1994; AMOROSI et al., 1999). As sucessões pleistocênicas foram delimitadas no topo por uma inconformidade que registram condições de exposição subaérea. Em Veneza, os refletores referentes ao Pleistoceno Tardio são geralmente sub-horizontais, no entanto formas canalizadas e irregulares são comuns. Localmente tem sido reconhecida fácies sísmica de baixa amplitude e baixa frequência (ZECCINH, et al., 2008). Os autores supracitados especulam que a baixa amplitude está relacionada a depósitos de granulometria fina, de ambiente lacustre, e correlacionaram ao encontrado, na mesma profundidade com o encontrado no litoral de Pellestrina por Tosi (1994). Sob condições específicas, diferentes locais de uma costa pode ter tendências opostas, pois elas podem ser controladas por uma subsidência local, fornecimento diferenciado de sedimentos e pela fisiografia. No caso de Veneza, a herança fisiográfica influenciou fortemente a arquitetura estratal da sequência holocênica (ZECCINH, et al., 2008). A variação do nível do mar influenciou a evolução do sistema de vales incisos de Trindade/Sabina, Texas/E.U.A, tanto a longo prazo (50 m e 20 mil anos) quanto de curto prazo (5-10 m e menos de 10 mil anos). Depósitos do Quaternário Tardio de vales preenchidos na plataforma continental apresentam variações semelhantes que podem ser atribuídos a regimes diferentes de fornecimento de sedimentos. Quando o sistema tem um baixo aporte sedimentar ele é caracterizado por fácies estuarina dominada por depósito de

27 26 lama, por sedimentação confinada dentro dos vales incisos em lowstand (THOMAS & ANDERSON, 1994). Sistemas de elevado fornecimento de sedimentos (por exemplo, os rios Brazos e Colorado) são caracterizados por fácies fluviais dominadas por areia e deposição em canais rasos em interflúvios regionais (referencia do outro arquivo). A variação do nível do mar produziu vales incisos e assoreamento que foram preservados como terraços fluviais complexos dentro de Trindade/Sabine (THOMAS & ANDERSON, 1994). Segundo Nichols et al., (1994), a costa atlântica da Nova Scotia, EUA, é caracterizada por vários embaiamentos formados por ações fluviais e glaciais durante o Quaternário Tardio. As mudanças do nível relativo do mar e o fornecimento de sedimento interagiram controlando a organização das fácies e a geometria do limite regional da superfície, assim como os contornos da sequência e as superfícies de inundação em sucessões estratigráficas (NICHOLS et al., 1994). Estudos mostram que na Austrália o nível do mar recuou pelo menos 120 m durante o último episódio glacial (HARRIS, 1994), expondo a plataforma o que permitiu a erosão fluvial, o enraizamento e a formação de um vale inciso. Durante o abaixamento do nível do mar na última glaciação, cerca de 20 mil anos atrás, o rio Papuásia fluia através do que agora é a plataforma continental submersa. O recuo dos sistemas fluviais em direção ao continente durante a transgressão holocênica resultou no preenchimento dos vales. Segundo esses autores, a taxa de subsidência da bacia na zona do estreito de Torres (aproximadamente 2 cm por anos) é insignificante se comparado com as flutuações eustáticas do nível do mar (HARRIS, 1994). A análise de dados de radiocarbono demonstrou que a deposição ocorreu após o nível do mar atingir sua posição de inércia há 6500 anos. Refletores sísmicos mostraram que há uma inconformidade Holoceno/Pleistoceno (HARVEY, et al. 1979) presente e isso é formado por processos erosionais ocorridos durante a descida do nível do mar no último glacial. O material de preenchimento de muitos vales parece ter sido depositado durante a transgressão pós-glacial (por volta de anos atrás) com sedimento fluvial e estuarino, embora a

28 27 gradação fluvial em sedimentos deltaicos apareça de maneira abrupta (HARRIS, 1994). No Brasil, a origem geomorfológica da Baía de Guanabara, Rio de Janeiro (RJ), segundo Amador (1997), está ligada a Transgressão Guanabarina que teve início a AP, com o afogamento de um vale fluvial Pleistocênico. Estudos sismoestratigráficos realizados por Sperle et al. (2005), na porção ao norte da Ilha do Governador, RJ indicaram a presença de seis camadas sedimentares, de embasamento cristalino e de paleocanais de drenagem, e verificaram ainda a estratificação sedimentar ocorrida durante a inundação gerada pela Transgressão Guanabarina. A origem da Baía de Todos os Santos, na Bahia, Baía de Guanabara, no Rio de Janeiro e a Baía de Vitória, no Espírito Santo, estão relacionadas com o afogamento de antigos leitos ou desembocaduras de rios, durante a última transgressão do nível relativo do mar há aproximadamente anos AP, quando o nível relativo do mar subiu entre 3 e 5 m, afogando antigos leitos ou desembocaduras (COSTA, 1999). 4.7 MÉTODO SÍSMICO A sísmica é um método de investigação indireta que se baseia na diferença da velocidade de propagação das ondas sísmicas em meios com densidades diferentes, e varia de acordo com a propriedade física do meio, como velocidade de propagação, eletrorrestividade entre outros. As medições dessas propriedades geram informações sobre as características da área de interesse o que permite fazer uma aproximação das feições e das geoformas encontradas no subsolo (AYRES NETO, 2000; LÓPEZ, 2009). A aquisição dos dados sísmicos ocorre através do principio de emissão, transmissão e reflexão do sinal emitido artificalmente (Figura 7). Quando um feixe incide perpendicularmente sobre uma interface de dois meios distintos, parte é transmitida através do meio e segue a mesma direção de incidência, e parte é refletida ao longo do trajeto de incidência. A impedância acústica é uma

29 28 proporção entre a energia transmitida e a refletida na interface dos meios, e é definida pelo produto entre a velocidade do som e a densidade do meio de propagação das ondas (KEAREY, et al. 2002). A densidade do sedimento é função da mineralogia, porosidade e teor de água, e quanto maior for a energia maior a diferença e maior a intensidade da energia refletida. O coeficiente de reflexão (razão entre a amplitude do sinal refletido e a amplitude da onda incidente) depende do contraste de impedância acústica entre os meios físicos, sendo estas interfaces caracterizadas nos registros sísmicos como refletores sísmicos. Essas superfícies podem delimitar camadas geológicas e apresentar um caráter temporal geologicamente importante, correspondendo a superfícies cronoestratigráficas (AYRES NETO, 2000). Figura 7: Esquema representando a transmissão e a reflexão do sinal sísmico em diferentes camadas abaixo do fundo marinho. Fonte: AYRES NETO, Entre os diversos métodos existentes, a sísmica de alta resolução é um dos mais utilizados. O termo alta resolução é adotado quando os refletores sísmicos representam uma mudança de impedância acústica em um intervalo de no máximo 2 m. Dessa forma, refletores entre este intervalo não são identificados. Já na sísmica de baixa resolução, muito utilizada na indústria do petróleo visando grandes penetrações, a resolução pode chegar a dezenas de metros. Embora propensa a ambiguidades ou incertezas de interpretação, a

30 29 sísmica de alta resolução fornece um meio rápido e de baixo custo, fornecendo informações sobre a localização de camadas geológicas abaixo do leito marinho (AYRES NETO, 2000; KEAREY et al. 2002). As fontes do tipo Boomer estão entre as principais fontes acústicas utilizadas na investigação de áreas submersas rasas, pois este tipo de fonte emite amplo espectro de frequências, possibilitando uma resolução centimétrica em algumas situações, com alta energia e largos pulsos ( ms). Isto possibilita a penetração de até 200 m em sedimentos arenosos saturados, alta repetibilidade, além de boa diretividade do sinal (SIMPKIN, 2005), 5. METODOLOGIA Este estudo está baseado principalmente na análise de elementos arquiteturais identificados em registros sísmicos de alta resolução na Baía do Espírito Santo (Figura 8). O estudo simoestratigráfico foi realizado a partir de registros sísmicos de alta frequência, o que possibilita grande resolução e baixa penetração. Os dados foram obtidos com perfilagem sísmica contínua, com fonte acústica do tipo Boomer (modelo AA301, da marca Applied Acoustics), o qual foram empregados 4 disparos por segundo, com uma energia por pulso de 200 Joules e uma frequência de 500 a 1500 Hz,. Para aquisição dos dados, foi utilizado o software CODA (Coleta de dados das fontes do tipo Boomer), e o processamento realizado no software CODA Geosurvey, da CODA Octupus. O posicionamento das linhas de sondagem foi realizado com um receptor GPS modelo DGPS MAX, operando em modo diferencial via banda L, sinal Oministar, proporcionando uma precisão horizontal dinâmica submétrica. O sinal captado pelo GPS foi transmitido aos perfiladores sísmicos, sendo realizado o posicionamento e monitorada uma velocidade de sondagem em torno de 2,5 a 3 Knós. A profundidade dos refletores sísmicos foi inferida com base em uma velocidade média de deslocamento do sinal acústico de 1650 m/s nos sedimentos e de 1500 m/s na água (JONES, 1999).

31 30 Figura 8: Mapa com a localização das linhas sísmicas ao longo da Baía do Espírito Santo O reconhecimento e o mapeamento das sequências e fácies sísmicas do substrato Baía do Espírito Santo, assim como dos diversos elementos arquiteturais a elas associados, tiveram como base a análise da configuração interna dos refletores, a terminação lateral das superfícies sísmicas e a geometria externa dos pacotes, com base nas linhas gerais estabelecidas pela Sismoestratigrafia (MITCHUM Jr. et al., 1977). É uma abordagem metodológica que permite a interpretação geológica sistemática de registros sísmicos, fornecendo informações relativas aos processos de sedimentação, variações do nível do mar, entre outras. As figuras das linhas sísmicas apresentadas no trabalho foram disponibilizada em formato Tif,e não possuem escala métrica, no entanto, cada linha apresenta profundidade de 80, com isso, foi possível realizar os cálculos de profundidade apresentado no trabalho. Além disso, somente as coordenadas do ponto inicial e final de cada linha foram disponibilizadas.

32 31 6. RESULTADOS E DISCUSSÃO As características atuais das regiões costeiras são resultantes da herança geológica (litológica e estrutural) das variações do nível relativo do mar e das alterações morfodinâmicas ocorridas principalmente durante o Quaternário. Essas variações influenciaram a evolução sedimentar Quaternária, propiciando a construção de pacotes estratigráficos constituídos por sequências sedimentares de alta frequência (VEIGA et al., 2011). A análise e interpretação dos registros sísmicos da Baía do Espírito Santo permitiu o reconhecimento de 4 unidades sísmicas principais (U1, U2, U3 e U4) e 4 superfícies estratigráficas (S1, S2, S3 e S4), sendo superfícies erosivas e não erosivas. As principais unidades sísmicas e suas superfícies limitantes identificadas na maioria das linhas sísmicas são apresentadas na Figura 9. Em alguns locais não foi possível identificar as estruturas internas, como nas linhas 3 e 6, devido à ausência dos refletores ou interferência no sinal em decorrência da diferença de impedância acústica. Isso foi associado à presença de gás no pacote (que por ser uma baía, a hidrodinâmica permite a deposição de matéria orgânica, criando condições apropriadas para geração e preservação de gás biogênico), sedimento lamoso, sedimento compactado como a tabatinga (provavelmente oriundo da Formação Barreiras) e de arenitos. Carmo (2009) encontrou sedimento lamoso e areia lamosa nas regiões mais abrigadas da baía, e no canal de acesso do Porto de Tubarão, enquanto Loureiro (2013) encontrou material compactado em sub-superfície, no canal de acesso do Porto de Tubarão, e classificou como arenito e couraça.

33 Figura 9: Trecho da linha 5 mostrando as principais unidades e superfícies sísmicas encontradas nesse trabalho. O lado esquerdo da figura é referente à costa (final de Camburi), e o esquerdo é o afloramento rochoso. 32

34 33 A unidade U1 é caracterizada por refletores descontínuos, padrão de preenchimento concordante e é limitada na superfície superior pela S2 e inferior pela S1. Algumas vezes as múltiplas do sinal acústico dificultam a interpretação dos padrões internos. A superfície S2, que representa o limite dessa unidade, em alguns locais, como no interior da baía e na porção leste da baía, próximo ao terreno da Vale, apresenta baixa reflexão, ou se mistura com as múltiplas, enquanto que em outros locais, como na porção oeste da baía, apresenta alta reflexão. Tanto a unidade U1 quanto a superfície S2 são observadas em todas as linhas sísmicas analisadas, sendo que a U1 está a uma profundidade de aproximadamente 14 metros do fundo marinho e apresenta espessura de 6 metros, e essa distribuição é encontrada em toda a baía. A característica erosiva da superfície S2 indica uma superfície regressiva, e de acordo com Catuneanu (2006), as discordâncias subaéreas são superfícies de erosão ou não-deposição criada durante a queda de nível de base. Algumas dessas feições erosivas foram interpretadas nesse trabalho como paleocanais. Feições geomorfológicas associadas à presença de canais fluviais podem ser indicativo de uma série de processos relacionados a mudanças de ambientes e variações do nível relativo do mar durante o Quaternário. Além da dinâmica sedimentar envolvida em eventos de transferência do nível de base que mudam o regime de aporte (provocando eventualmente deslocamento de leitos), eventos tectônicos podem exercer um papel preponderante neste tipo de regime migratório de canal (CONTI, 2009). Em ambientes costeiros, descontinuidades sísmicas marcantes podem indicar superfícies erosivas vinculadas a eventos significativos de rebaixamento do nível do mar (nível de base), as quais marcam os limites das sequências sismo-deposicionais e são comumente utilizadas para dividir o registro geológico (WESCHENFELDER, 2008). A unidade U2 é marcada, principalmente no interior da baía, por refletores de preenchimento com terminação em onlap nos paleocanais e padrão de preenchimento dos canais. Essa unidade marca possivelmente um processo

35 34 transgressivo, já que de acordo com (RIBEIRO, 2000; MITCHUM Jr. et al., 1977) esse padrão indica uma subida relativa do nível do mar e consiste na deposição de sedimentos costeiros em direção ao continente. Veiga et al. (2011) em estudo realizado na plataforma interna rasa do Paraná também encontrou um padrão de preenchimento de canais em onlap, e caracterizou como evento transgressivo. Devido a presença de fortes múltiplas na linha 5 não foi possível demarcar os refletores internos dessa unidade. No entanto, essa unidade se distribui em toda a baía, a uma profundidade em média de 8 metros do fundo marinho e apresenta uma espessura 8 metros. O limite superior da unidade U2 é a superfície S3, que apresenta características truncadas, padrão contínuo, indicando que essa camada sofreu erosão e marca o fim do evento transgressivo que ocorreu na U2. Essa superfície pode marcar uma descida do nível de base ou uma descida do nível relativo do mar. Não foi possível observá-la nas linhas sísmicas 3 e 6, no entanto ela é encontrada na linha sísmica 4, mais offshore da baía, o que indica que ela também deve ocorrer em toda a baía. Após essa descida do nível do mar, possivelmente ocorreu um novo evento transgressivo, marcado pela unidade U3. Essa unidade apresenta terminação em onlap na superfície S4, como pode ser observado na linha 5 transversal a linha de costa (Figura 14). No lado leste da baía, essa unidade apresenta uma espessura maior (de 2 a 3m) do que no lado oeste (0,5m), com pode ser observada nas linhas 1 e 2 (Figura 10 e na Figura 11, respectivamente). O final desse evento transgressivo é marcado pela superfície S4, interpretada como superfície de inundação máxima, ela registra o fim da transgressão marinha marcando o topo da camada transgressiva. Esta superfície é caracterizada pela mudança na geometria da fácies sedimentares retrogradante (abaixo) para progradante acima (CATUNEANU, 2006). A unidade U4, que está acima da superfície S4, apresenta uma configuração interna marcada por clinoformas progradantes com diminuição do ângulo de mergulho em direção a offshore (linha 5) e refletores terminando em downlap

36 35 na superfície abaixo (S4), uma superfície não erosiva, que apresenta característica contínua, com alta a média reflexão. Esse padrão de terminação indica uma diminuição no nível relativo do mar com depósitos regressivos sobre depósitos transgressivos. Com a diminuição na taxa do espaço de acomodação, condições regressivas desenvolvem-se promovendo a formação de clinoformas progradantes em downlap (MITCHUM Jr. et al., 1977; CATUNEANU, 2006). Nas linhas paralelas a linha de costa (visível principalmente nas linhas sísmicas 1 e 2) o padrão refletores plano/paralelos na U1, apresenta uma diminuição do pacote sedimentar em direção a nordeste da baía. Essa unidade foi encontrada em praticamente toda a baía, com diminuição da espessura do pacote sedimentar em direção offshore da baía e nas linhas paralelas a espessura do pacote é menor no lado nordeste, em direção ao terreno da Vale. Na Linha 5, o limite das unidades é o canal de acesso ao porto da Vale, já que sofreu processos de dragagens, e por apresentar um pacote lamoso e material compactado em subsuperfície caracterizado por Loureiro (2013) como arenitos e couraça laterítica, o que não permitiu a penetração do sinal a maiores profundidades. A ocorrência de laterita é comum ao longo do litoral do Espírito Santo. De uma forma geral, os horizontes lateríticos são irregulares e com espessuras bastante variáveis, dificultando a interpretação por não haver um padrão bem definido (ALBINO et al;, 2006, CARMO, 2009; LOUREIRO, 2013).

37 Figura 10: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 1. Com destaque para os paleocanais na superfície S2. Porção direita da figura se refere à ponta de Tubarão. 36

38 Figura 11: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 2. Destaque para os paleocanais na superfície S2. Porção direita da figura se refere à ponta de Tubarão. 37

39 38 Figura 12: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 3. Destaque para a rocha consolidada na elevação, na porção central da figura e o canal de acesso da Vale na porção direita da figura.

40 Figura 13: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 4. Destaque para truncamento erosivo na superfície S2 (linha laranja), refletores transparentes e de baixa reflexão, e camada de sedimento lamoso no canal de acesso da Vale. 39

41 40 Beach rock Figura 14: Linha sísmica com a representação das unidades e superfícies sísmicas identificadas na linha 5. Destaque para clinoformas progradante na U4, superfícies truncada na S3 e S2, e possível beach rock emerso.

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