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Informações sobre as características dos relevos continentais e submarinos, com ênfase nas plataformas continentais e na sedimentação marinha. O texto aborda a localização, formação, origem de sedimentos e processos de sedimentação em diferentes tipos de margens, como as margens ativas e passivas da américa do sul, e as fossas oceânicas. Além disso, são discutidas as fontes de sedimentos marinhos, a circulação oceânica e a importância da sedimentação na biosfera e na geologia.
O que você vai aprender
Tipologia: Manuais, Projetos, Pesquisas
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MORFOLOGIA SUBMARINA
META Apresentar o quadro morfológico e fisiográfico do fundo oceânico com ênfase na teoria da tectônica global e circulação oceânica.
OBJETIVOS Ao final desta aula, o aluno deverá: caracterizar o relevo submarino; e entender a origem e distribuição dos sedimentos marinhos.
Geomorfologia Costeira
O quadro morfológico e fisiográfico do fundo oceânico atual é resul- tante da evolução tectônica global atuante desde a fragmentação do super- continente Pangeia, associada aos processos de erosão e sedimentação nas margens continentais e bacias oceânicas, atuantes nos últimos milhares de anos (BAPTISTA NETO; SILVA, 2004).
As características do relevo continental e submarino são semelhantes embora, neste, devido a predominância do trabalho de modelagem da água, exista maior suavidade nos contornos. As três províncias fisiográficas principais do fundo submarino são: Margens Continentais, Bacias Oceânicas e Cordilheira Mesoceânica ou Dorsal Oceânica (Figura 2.1).
As margens continentais representam a zona de transição entre os continentes e as bacias oceânicas. Situam-se abaixo do nível do mar embora façam parte do continente, representando 20% do total da área oceânica. Os geólogos marinhos e oceanógrafos reconhecem dois tipos de margens continentais de acordo com sua morfologia e evolução tectônica: Margens tipo Atlântico e Margens tipo Pacífico (Figura 2.2): 1.1. Margens “tipo Atlântico” também denominadas “passivas” ou “diver- gentes”. Caracterizam-se por sua maior extensão, estabilidade tectônica e espessas camadas sedimentares. Desenvolvem-se a partir do rompimento (rifteamento) de blocos continentais e formação de nova crosta oceânica, como observado no leste da América do Norte e América do Sul, nas mar- gens leste e oeste da África e no litoral sudeste brasileiro. O oceano Índico possui principalmente margens “tipo Atlântico”, exceto na sua porção nordeste, onde se localiza a fossa de Java.
Figura 2.1 – Principais feições da margem continental e da bacia oceânica. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Geomorfologia Costeira
Ao longo do tempo geológico, os eventos de oscilação relativa do nível do mar têm exposto, totalmente ou em parte, as plataformas continentais, transformando-as em planícies costeiras. Evidencia-se, ainda, a ocorrência de interrupções topográficas no seu relevo plano, devido a presença de feições de construção biogênica (recifes de coral), além de deformações crustais geradas por atividades vulcânicas e outros eventos tectônicos (TES- SLER; MAHIQUES, 2002). Uma mudança acentuada na declividade do relevo marca o limite ex- terno da plataforma e a passagem para o Talude Continental. b) Talude Continental - essa província fisiográfica inicia-se a partir da borda da Plataforma Continental. As profundidades aumentam rapidamente de 130 m para 1.500 a 3.500 metros. Apresentam gradientes normalmente íngremes (1:40) rumo aos fundos oceânicos e nas margens passivas estende-se até a província fisiográfica denominada elevação continental. Em função dos gradientes elevados, o talude
Figura 2.4 – Principais feições da margem continental brasileira e da bacia oceânica adjacente. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Morfologia Submarina (^) Aula 2
continental é o local de maior instabilidade do fundo, sendo comum a presença de feições associadas a deslizamentos, desmoronamentos ou rastejamentos, que favorecem a formação de cânions e canais submarinos (Figura 2.5). Os dois primeiros têm também sua origem associada aos eventos eustáticos, que provocaram o rebaixamento do nível dos oceanos, fazendo com que os canais de drenagem exorreica atingissem a borda da plataforma continental. Interrompendo o talude continental também ocorrem platôs e terraços marginais que apresentam gradientes mais suaves.
Figura 2.5 – Dois cânions submarinos, mostrando o sentido das movimentações das correntes de turbidez e os leques aluviais localizados na base destes cânions. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Cânions submarinos - são vales profundos e relativamente estreitos, erodidos na plataforma continental externa e no Talude Continental, atingindo, por vezes, a elevação continental. SUGUIO, 1992
c) Elevação ou Sopé Continental - localiza-se entre o talude e a bacia oceânica, com profundidades entre 3.000 e 5.000 m. Pode apresentar sistemas de cadeias de montanhas e montes submarinos, com relevos superiores a 1.000 m em muitos locais. Em outros locais o relevo é baixo, inferior a 40 m, podendo ser cortado por canais submarinos que avançam a partir dos sistemas de cânions do talude continental. Parte desta feição é formada por sedimentos em suspensão, que fluem da plataforma. Por ser uma feição tipicamente deposicional o Sopé Continental tem sido associado a um complexo de leques submarinos de mar profundo, onde não existem as fossas oceânicas, que isolam a margem continental das bacias oceânicas.
Morfologia Submarina (^) Aula 2
Como vimos, a plataforma continental corresponde à unidade do relevo submarino até a profundidade aproximada de 200 metros. No entanto, do ponto de vista jurídico, a plataforma continental é definida como a extensão sobre o litoral em que o país exerce soberania. Em 1982, a Convenção das Nações Unidas sobre o Direito do Mar (CNUDM), em Montego Bay (Jamaica), estabeleceu os limites da soberania do território oceânico em 200 milhas marítimas (370 km). No entanto, essa delimitação não conta com a aprovação dos Estados Unidos. No Brasil, os critérios dessa convenção entraram em vigor oficialmente em 1994. A Convenção do Montego Bay delimita três regiões sobre as quais o país tem direitos: mar territorial, zona contígua e zona econômica exclusiva. O mar territorial brasileiro compreende uma faixa de 12 milhas náuticas de largura, a partir do litoral continental e insular (Figura 2.7). O Brasil tem soberania sobre essa faixa oceânica e o espaço aéreo correspondente, que são acrescidos ao território continental.
Figura 2.7 – Plataforma continental brasileira. (Fonte: Marinha do Brasil. Disponível em http://www.mar.mil.br/dhn/ass_leplacamazul.html.) Acesso em: 9 nov.2009.
A zona contígua brasileira abrange uma faixa de mais de 12 milhas a partir do limite do mar territorial. Nela o país pode fiscalizar navios e rep- rimir infrações cometidas, de acordo com as leis brasileiras. A zona econômica exclusiva brasileira compreende uma faixa que se estende até 200 milhas náuticas, em que o Brasil exerce soberania para fins de exploração e aproveitamento, conservação e gestão dos recursos naturais, das águas do mar e do subsolo para fins econômicos e de inves- tigação científica.
Geomorfologia Costeira
O Brasil reivindica a extensão de 150 milhas náuticas de sua plataforma continental, além das 200 milhas náuticas (370 km). Se aprovada, a fron- teira brasileira no Atlântico será ampliada em até 900 mil km^2 e o direito de exploração estendido a uma superfície marítima de 4,4 milhões de km^2 , mais da metade da superfície continental do país. A CNUDM já apresentou uma proposta de ampliação de cerca de 700 km2.
Localizam-se entre as margens continentais (sopé continental) e os flancos das cordilheiras mesoceânicas ou até outra margem continental. Embora não sejam características apenas da bacia oceânica, ocorrem aí as diversas feições batimétricas como: planícies abissais, ilhas vulcânicas, guyots, atóis, montes marinhos e fossas submarinas. As planícies abissais mais planas formadas pelos sedimentos transporta- dos pelas correntes de turbidez vindas das margens continentais ocorrem nos oceanos Atlântico e Índico. Já no oceano Pacífico ocorre uma maior densidade de colinas abissais e montes submarinos ou picos vulcânicos com maior irregularidade do fundo submarino. As cadeias de montes submarinos ocorrem nos diversos oceanos como as do Havaí no Pacífico e das ilhas de Madeira e Açores no Atlântico Norte. A formação dos alinhamentos de montes vulcânicos formando cadeias é atribuída à movimentação da placa litosférica sobre um ponto (hot spot), fixo no manto, que ocasionalmente expele material magmático em direção à crosta. Feições resultantes de atividade vulcânica são também comuns no fundo oceânico em zonas de subducção (encontro convergente de placas tectônicas) ou associados com cordilheiras mesoceânicas. Como em todo oceano Atlântico, no Brasil são encontradas poucas ilhas vulcânicas na bacia oceânica destacando-se o arquipélago de Fernando de Noronha, que faz parte de uma cadeia linear com 420 km de extensão, rochedos de São Pedro e São Paulo, distantes mais de 900 km da costa brasileira, e as ilhas Trindade e Martim Vaz, que são os picos mais elevados da cadeia de Vitória-Trindade, disposta ao longo do paralelo 20º20’ sul. O Atol das Rocas (Figura 2.8) o único do oceano Atlântico Sul, está localizado na bacia oceânica brasileira na altura do estado do Rio de Ja- neiro e faz parte da formação da cadeia de Fernando de Noronha, sendo constituída por um anel de recifes de algas-calcárias e corais, de cerca de 1.600 m de diâmetro.
Geomorfologia Costeira
dos limites divergentes de placas adjacentes, onde ocorre a expansão do fundo oceânico e sua morfologia geral é controlada pela estrutura termal da litosfera oceânica. A cordilheira mesoceânica situa-se, sobretudo, na parte central dos oceanos, excetuando a cordilheira do Pacífico Leste. As zonas de fratura são feições lineares do embasamento oceânico que deslocam o eixo das cordilheiras mesoceânicas, podendo chegar a centenas de quilômetros, e limitam segmentos do embasamento oceânico. A litosfera oceânica mais antiga, distante do eixo da cordilheira, é mais fria e subside pelo aumento da sua densidade. A linearidade do seu eixo é somente deslocada pelas falhas transformantes, que marcam o limite entre duas placas litosféricas e ao longo das zonas de fratura são sismicamente ativas. As feições topográficas menores encontradas no eixo e flanco das cordilheiras estão sobretudo relacionadas com as taxas de expansão da litosfera oceânica, a exemplo da Cadeia do Pacífico Leste, em que o centro de expansão é rápido (maior do que 50 mm/a). No oceano Atlântico, a Cordilheira Oceânica, denominada Meso- Atlântica, ocupa a região central, separando-o em duas partes que possuem configuração de relevo similar.
Grande parte das partículas geradas pelo intemperismo e erodidas nos continentes é depositada nas áreas oceânicas. O perfil fisiográfico das margens continentais do tipo “Passivo” ou “Atlântico” mostra uma acentuada mudança de relevo em torno da pro- fundidade média de 130 metros, configurada pela feição de quebra de plataforma, que delimita os domínios de mar raso e de mar profundo, englobando as províncias morfológicas do talude continental, elevação e bacias oceânicas. No mar profundo, as planícies inferiores da margem continental e os flancos das cristas mesoceânicas, constituem os depósitos sedimentares mais proeminentes. Na Plataforma Continental, a cobertura sedimentar atual reflete (PONZI, 2004):
Morfologia Submarina (^) Aula 2
Deposição pelágica - consiste de sedimentos síltico-argilosos, de natureza sobretudo biogênica, associados a sedimentos inorgânicos (teores inferiores a 25%). Ressedimentação - é o principal processo de transporte de sedimentos clásticos que chegam ao fundo oceânico. Esses sedimentos constituídos, sobretudo, por material previamente acumulado na plataforma continental, são transportados via talude através de diferentes mecanismos, envolvendo movimentos de massa subaquosos, relacionados a fluxos de sedimentos, acionados pela ação da gravidade. Quando atingem o sopé de talude, originam depósitos, como leques ou cones submarinos. SUGUIO, 1992
Grande parte dos depósitos sedimentares marinhos é composta por um tipo predominante ou misturas variadas de sedimentos originários de fontes diversas (Figura 2.9).
Figura 2.9 – Os processos de transporte e deposição de sedimentos no meio marinho. (Fonte: TESSLER; MAHIQUES, 2009.)
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Nos ambientes de águas rasas, a produção carbonática está principal- mente associada aos sedimentos biogênicos de natureza animal e vegetal, como de fragmentos esqueletais, carapaças e ossículos de vários organismos (foraminíferos, briozoários, algas, ouriços do mar, etc.) dando origem, posteri- ormente, após sofrerem erosão e intemperismo por processos físicos, quími- cos e biológicos, aos cascalhos e areias biodetríticas nas margens continentais. Grande parte dos carbonatos depositados nos oceanos é derivada da ação dos organismos. Os principais elementos químicos dos carbonatos são a aragonita e a calcita, por isso muitos organismos possuem carapaças e estruturas calcíticas (foramíferos) ou aragoníticas (pterópodos). As vasas de pterópodos são formadas por moluscos planctônicos e suas carapaças são frágeis, mais vulneráveis a dissolução, sendo restritas às águas tropicais, com profundidades inferiores a 2.500 m. Nas vasas silicosas a principal fonte de suprimento de sílica é proveniente de rochas continentais enriquecidas com esse elemento, que após erosão e intemperismo é liberado para o transporte fluvial e depositado nas áreas costeiras. O carbonato de cálcio, em sua forma primária, deposita-se em três formas (TUREKIAN, 1969):
Geomorfologia Costeira
Os produtos terrígenos biogênicos e autigênicos representam a quase totalidade dos sedimentos recentes que recobrem as bacias oceânicas atuais. A tabela 01 mostra a porcentagem de tipos de sedimentos que recobrem as bacias oceânicas.
Tabela 01 – Tipos de sedimentos que recobrem as bacias oceânicas (%).
Vasas de foraminíferos 36% 65% 54% Vasas de diatomáceas 10% 7% 20% Vasas de radiolários 5% - 1% Argilas continentais 49% 26% 25%
Ao longo das margens continentais estão depositadas, sobretudo, as partículas terrígenas, que são transportadas para o ambiente marinho por tração (grânulos e areias) ou suspensão (siltes e argilas) e, em algumas áreas a alta produtividade biológica ou condições físico-químicas adequadas levam à deposição de sedimentos biogênicos, de natureza carbonática (restos de conchas e esqueletos) e carbonosa (matéria orgânica resultante da decom- posição de organismos marinhos). A sedimentação nas plataformas continentais atuais resulta da dinâmica deposicional controlada pelos tipos e volume de sedimentos introduzidos no ambiente, pelas oscilações do nível do mar e pelos processos de transporte (fluvial, atmosférico e glacial). a) Deposição Terrígena e Carbonática Os rios denudam os continentes do material intemperizado, que é introduzido no sistema dinâmico da plataforma através da linha de costa. Quando formam desembocaduras deltaicas progradantes, os rios alteram o traçado costeiro devido a gradativa acumulação sedimentar, atingindo os limites internos da plataforma continental. A redistribuição dos sedimentos é realizada pela atividade de ondas, marés e correntes. Durante as transgressões marinhas no início do Holoceno, várias desembocaduras fluviais foram afogadas transformando-se em estuários e passaram a reter ou trapear os sedimentos fluviomarinhos, inibindo o for- necimento de terrígenos para as plataformas. Já o recuo da linha de costa desencadeou processos erosivos com o solapamento do perfil praial e do substrato arenoso da plataforma interna. Quando a frente de uma geleira termina em terra, os seus sedimen- tos poderão ser transportados pelos rios até o mar. Contudo, os grãos de
Sedimentos Oceano Pacífico
Oceano Atlântico
Oceano Índico
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Constitui-se no grande mecanismo responsável pela movimentação e distribuição das bacias oceânicas. Ao longo do tempo geológico, em situações distintas de distribuição de massas continentais e dos oceanos, a circulação oceânica foi diferente da atual, levando ao desenvolvimento de processos oceanográficos e de deposição de sedimentos diferentes dos atuais. Além disso, a movimenta- ção das placas tectônicas com seus limites – convergentes, divergentes e transformantes ou conservativos – permitiu o desenvolvimento das grandes unidades do relevo oceânico. Assim, os processos tectônicos estabeleceram a distribuição da maior parte dos principais tipos de sedimentos (terríge- nos, biogênicos, autigênicos e vulcanogênicos) e a sua distribuição pela circulação oceânica.
A circulação oceânica global possui duas componentes: a superficial, controlada pelo vento, e a termoalina, pelas diferenças de densidade da água do mar. Ambas são primeiramente controladas pela energia solar.
A circulação superficial dos oceanos constitui-se num importante me- canismo de controle e distribuição dos fluxos de partículas sedimentares que recobrem os fundos oceânicos atuais, além de grande importância no transporte do excesso de calor das zonas equatorial e tropical para os pólos. Controlada pela ação dos ventos, acontece principalmente nas primeiras centenas de metros abaixo da superfície oceânica, com movimento inicial tanto horizontal como superficial. Na escala horizontal, o efeito da fricção dos ventos da superfície do oceano e da força de Coriolis, a geometria do fundo oceânico, o movi- mento de rotação da Terra e as massas continentais criam um movimento giratório nas águas superficiais, no sentido horário no Hemisfério Norte e anti-horário no Hemisfério Sul, gerando os grandes movimentos observados na superfície (Figura 2.10).
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A circulação horizontal superficial dos oceanos desenvolve-se a partir da fricção do vento na interface oceano-atmosfera. Os ventos alísios geram as correntes equatoriais que dominam os oceanos e se movem em direção oeste, sempre paralelos ao Equador. No Atlântico Sul a Corrente Sul- Equatorial ao encontrar o continente sul-americano deflete para o sul com o nome de Corrente do Brasil, de águas quentes, que se estende por quase toda a margem continental brasileira. Ao chegar no extremo sul do oceano Atlântico é defletida para leste e segue em direção norte margeando a costa africana, sob o nome Corrente de Bengela, de águas frias. Nas proximidades do Equador, desloca-se para oeste, gerando a Corrente Sul-Equatorial, que chega ao litoral nordeste brasileiro. Esta distribuição de águas quentes e frias condiciona a produtividade biológica na costa africana, com produção de matéria orgânica e sua de- posição nos sedimentos. Por outro lado, as águas quentes da Corrente do Brasil são responsáveis pela manutenção dos depósitos carbonáticos da costa leste e nordeste brasileira. O atrito do vento sobre a superfície dos oceanos pode gerar um movimento vertical. No Hemisfério Sul, o atrito do vento anticiclônico (sentido anti-horário) no mar aberto gera um movimento convergente da água superficial que tende a descer, fenômeno conhecido como downvel- ling (Figura 2.11). Já o atrito do vento ciclônico (sentido horário) gera um movimento divergente das águas superficiais e as águas de fundo tendem a subir, causando a ressurgência ou upwelling.
Figura 2.10 – Principais correntes superficiais oceânicas. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Morfologia Submarina (^) Aula 2
A circulação termoalina promove a erosão dos fundos marinhos e a redistribuição dos sedimentos previamente depositados e controla físico- quimicamente a deposição de partículas nos oceanos. Não ocorrerá a formação de depósitos biogênicos carbonáticos se a temperatura da água de fundo estiver baixa para permitir a solubilização do carbonato de cál- cio. Nos oceanos circumpolares, as baixas temperaturas levam à formação predominantemente de depósitos biogênicos silicosos, constituídos por esqueletos de diatomáceas e radiolários.
A corrente Sul Equatorial do oceano Atlântico, que se movimenta no sentido leste-oeste, bifurca-se ao atingir o litoral nordestino, formando a corrente das Guianas, que se desvia para o norte, e a corrente do Brasil que se volta para o sul. A principal corrente superficial brasileira flui para o sul ao longo da costa leste do continente sul-americano, encontrando-se com a Corrente das Malvinas, uma ramificação da Corrente Circumpolar Antártica, em média a 38º da latitude sul. No litoral norte de São Paulo, onde se conhece melhor a estrutura oceanográfica, são encontradas três correntes na Plataforma Continental: Corrente da Plataforma Continental Interna, Corrente da Plataforma Con- tinental Média e Corrente da Plataforma Continental Externa (Figura 2.13). Na região oceânica próxima à borda da plataforma, aparece a Água Tropical (Corrente do Brasil), morna e salgada, que está situada sobre a Água Central do Atlântico Sul, fria e menos salgada, que no verão pode aflorar em diversos pontos do litoral brasileiro, originando a ressurgência, como a que ocorre em Cabo Frio (RJ).
Figura 2.12 – Sistema de circulação profunda do oceano Atlântico. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Geomorfologia Costeira
Abaixo deste nível, ocorre a Água Intermediária da Antártica, que se forma em águas superficiais da Antártica, podendo ser encontrada até 25º de latitude norte. Na seqüência ocorre a Água Profunda do Atlântico Norte e subjacente a Água Antártica de Fundo, formada no continente Antártico.
Figura 2.13 – Estrutura oceanográfica na região sudeste-sul brasileira na época de verão. (Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
O quadro morfológico do fundo oceânico atual está representado pelas províncias fisiográficas – Margens Continentais, Bacias Oceânicas e Cordilheira Mesoceânica ou Dorsal Oceânica, que estão associadas à tectônica de placas. As fontes dos sedimentos marinhos extra-bacias ou alóctones são originadas nas áreas continentais adjacentes, geradas pelo intemperismo e a erosão e nas intra-bacias ou alóctones os sedimentos são originados na própria bacia de sedimentação. A distribuição sedimentar nos fundos marinhos obedece a um padrão determinado por processos geológicos e oceanográficos, de escalas temporal e espacial distintas.
