Roteiro de excursao geologica a planicie costeira do rio...

c

I

#

I

I - I

i .

WOo(l CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, SALVADOR, BAHIA, 1982

ROTEIRO DE EXCURSAO GEOLOGICA PLANICIE COSTEIRA DO RIO JEQUITINHONHA (BA.) E AS TURFEIRAS ASSOCIADAS

AUTORES E GUIAS: JOSE Maria Landim Dominguez (UFBA) AbTlio Carlos da Silva Pinto Bittencourt Louis Martin (ORSTOM-França - CNPq) Raif Cesar da Cunha Lima (CPRM-BA.) Ivanaldo Vieira Gomes da Costa

(UFBA.)

(CPRM-BA.)

&STOM Fonds Documentaire 1 7 JUIL, 1995 N ° C 4 A 3 A s ’ t ? & 4

SUMARIO

ABSTRACT .................................................................... 1 - INTRODUÇAO .............................................................. 2 - SEDIMENTAÇA0 QUATEMIA NA PLANICIE COSTEIRA W RIO JEQUITINDNHA ......

2.1 - Aspectos fisiográficos ............................................ 2.2 - Arcabouço geolõgico ............................................... 2.3 - Testemunhos de antigos níveis marinhos quaternários situados acima

2.4 - Depósitos quaternários na planície costeira do r i o Jequitinhonha .. 2.4.1 - Terraços marinhos ......................................... 2.4.2 - Terraços f luv ia i s ......................................... 2.4.3 - Sedimentos lagunares .....................................

do nível atual do mar, ao longo da costa do Estado da Bahia .......

2.4.4 - Pktanos .................................................. 2.4.5 - Mangues ................................................... 2.4;6 - Ilhas arenosas ............................................ 2.4.7 - Leques aluviais coalescentes ..............................

'2.5 - Evolução paleogeográfica .......................................... 2.5.1 - Estágio I .................................................

201

201 h

202 202 202

203 205 205 205 205 208 208 208 208 208 208

2.5.2 - Estágio II ................................................. 210 2.5.3 - Estágio III ............................................... 210 2.5.4 - Estágio I V ................................................ 210 2.5.5 - Estágio V ................................................. 210 .

2.5.6 - Estágio VI ................................................ 210 2.5.7 - Estágio V I 1 ............................................... 212 2.5.8 - Estágio VI11 ............................................... 212 2.5.9 - Estágio I X ................................ ................ 212

2.6 - ConsicleraçÕes finais .............................................. 214

3 - DEPdSITOS DE TURFA NA PLANfCIE COSTEIRA DO RIO JEQU1TI"HA ............ 214 3.1 - Conceito e classificação de tur fas e tur fe i ras .................... 214 3.2 - Gênese e condiç%s ambientais ..................................... 215 3.3 - Caracterização e qualificação das turfas .......................... 215

215

4 - ROTEIRO DE M-0 GEOL&ICA ............................................. 216 4.1 - Introdução ......................................................... 216

216 4.2.1 - Parada 1 ................................................ 216 4.2.2 - Parada 2 ................................................ 220 4.2.3 - Parada 3 ................................................ 220 4.2.4 - para& 4 ................................................ 223 4.2.5 - Parada 5 ................................................. 223 4.2.6 - Parada 6 ................................................ 225 4.2.7 - Parada 7 ................................................ 225 4.2.8 - Parada 8 ................................................ 229 4.2.9 - Para& Y ................................................ 229 4.2.10- Parada 10 ............................................... 233

3.4 - Principais turfeiras da planície costeira do r i o Jequitinhonha ....

4.2 - Descrição das paradas .............................................

i

l

6 - REE$$"IAS BIBJ.,~oGl@IC,AS .............................................. 233 I

ar Sf mc

et 91 me

re ve

ar

1

t u s a va g i Pe es ev fa

c i da ta en DA fa

ex

CO

(L

-

(2

t 3

I

r

.c

XXXll CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, SALVADOR, BAHIA. 1982

ROTEIRO DE EXCURSRO 6EOLb6ICA A PLANICIE COSTEIRA DO

R I O JEQUITINHONHA (BA) E AS TURFEIRAS ASSOCIADAS

4

J.M.L. Dominguez, (1); A.C. da S.P. Bittencourt, (I); L. Martin, f2); R.C. da C. L k , f3); I.V.G. da C O S k , f 3 ) -

ABSTRACT

Quaternary, sea level fluctuations, along the coast of the State of ßah$plapd an important role on the development of the Jequitinhonha River coastal plain. Nine stages were recognized representing the paleogeographic evolution of this plain: Stage 1) Pliocene - deposition of the Barreiras Formation as a series of a l luvial fans; State 2) - Pleistocene - the Most Ancient Transgression, which erode, during its course, the external front of the Barreiras Formation; Stage 3) Pleistocene - deposition of coalescing al luvial fans, a t the foot of the coastal c l i f f s , carved by the Most Ancient Transgression, onto the Barreiras sediments; Stage 4) 120,000 years B.P. - The Penultimate Transgression par t ia l ly eroded the Pleistocene allu- v i a l fans; Stage 5) - descent of the sea level , leading to the construction of a coastal plain similar t o those ones that exis t today; Stage 6) 5,100 years B. P. - the L a s t Transgression par t ia l ly eroded and drowned the Pleistocene coastal plain, which became, i n par t , isolated from the open sea by barr ier is lxds; .Stage 7) 5,1130 -3,SOO years B.P. - a new regression, enabled development of the f i r s t holocenic Jequitinhonha River Progradation zone. Coastline progradation was interrupted by another r i s e of sea level a t 3,800-3,500 years B.P., which also caused l a t e ra l shif t ing of the river course; Stage 8)- 3,500-2,700 years B.P. - at the new r iver mouth the second holocenic Jequitinhonha River Progradation zone was constructed and again drowned during a rising sea level between 2,700-2,500 years B.P.?hisnew event was the cause of a new shif t ing of the channel t o its today position; Stage 9) a f t e r 2,500 years B.P. - the present day progradation zone s tar ted its development.

The lagoonal zones, created a t the maxi" of the Last Transgression (Stage 6) , represent the most favorable s i t e s for peat accumulation i n the Jequitinhonha Ri- ver coastal plain.

1 - INTRODUÇAO A zona de progradaç50 associada 'a desembocadura do r io Jequitinhonha consti-

t u i um ambiente deposicional recent_e, dominado por Cndas, particularmente interessante do ponto de v is ta sedimentologico e es_tratigrafic$, tendo em vista a grande variedade de subambientes e processos geologicos que a i s e desenvolvem. Essa Te- giz0 fo i estudada em detalhe por DCMINGUEZ e t aZi i (1282 e , no prelo), o que j a permitiu alcançar uma ampla compreensão sobre sua dinamica de sedimentaGão. Assim, este guia de campo,_no que se rezere aos aspectos de caracterização ambiental e da evolução paleogeografica da p l m u e costeira da foz do r io Jequitinhonha (item Z), fo i baseado naqueles trabalhos, e na sua pzeparação f o r p livremente uti l izados exextosdos mesmos. De outro lado, devido a cr ise energetica que afeta o nundo o- cidental nos dias atuais, acumulações sedimentares desse t ipo situadas ao longo da costa brasi le i ra passaram a despertar interesse econiknico, uma vez que apresen- - tam a possibilidade de conter importantes jazidas de turfa entre seus subamhi- entes de sedimentação. Desse modo, a CPRM realiza atualmente, sob o patroc$io do DNPM, visando 'a localização de turfeiras , trabalhos de reconhecimento geohgico na faixa costeira dos Estados da Bahia e Sergipe. A par t i r desses trabalhos j a foram constatadas acumulaçÕes de grande porte na região da planície do r io Jequitinhonha (LIMA et a l i i , 19S2), que serão discutidas no item 3.

'

( I ) - Programa de Pesquisa e Pós Graduação em Geof'isica e Instituto de Geocências

(2) - Office de l a Récherche Scientifique e t Téchnique Outre-Mer, ORSTOM (France) da UFBa.

e Observatório Nacional (CNPq). ( 3 ) - CPRM/SUREG/SA.

201

Por fim, ha' que se ressal tar que o desenvolvimento de turfas na planície cos- t e i r a do r i o Jequitinhonha estã intimamente relacionado "a h;st&ia evolutiva da mesma, a qual f o i controlada pe_las variações relat ivas do ruvel do mar que afetaram a região durante o Quaternario. Desse modo, a cowreensáo da evolução quater- nária desse :etor da costa baiana, longe de const i tuir apenas objeto de puro interesse academico, reveste-se de especial importkcia, uma vez que pode servir como um guia fundamental para a prospecção de jazimentos de turfa na região.

2 - SEDIMENTAÇAO QUATERNARIA NA PLANICIE COSTEIRA DO RIO JEQUITINHONHA

Au tor es : Jose' Maria Lund& Dominguez,

Ab i l i0 Carlos da S i l va Pinto Bittencourt B Louis Martin

-.

_ _

2.1 - ASPECTOS FISIOGRAFICOS A planície costeira do r i o Jequitinhonha está situada na costa s u l do Estado

da Bahia, abrangendo m a área de 800 h2 (Fig. 1). O clima da região e' do tipo AF, segundo a classificação de KÖEPPEN, represen-

ta t ivo de f loresta tropical, quente e <¡ido, sem estação seca ( W V A O e NIMER, 1965). Pre_daniinam na região ventos do quadrante E , seguidos pelos de S, com velo- cidades medias entre 2 e 3 graus na escala Beaufort. Os ventos mais for tes (medía mensal de 4 m / s ) concentram-se nos meses de setembro e outubro (dados fornecidos pelo 4? Distr i to de Meteorologia de Salvador).

A planície costeira do r i o Jequitinhonha e' abastecida por ãgws p l w i a i s cap- tadas em uma superfície de 103.067 km2, dos quais 69.997km2 pertencem a bacia de drenagem do r io Pardo (UNESCO, 1971; CEPLAC, 1979).

A descarga média anual do r i o Jequitinhonha, medida na cidade de Jacinto @E) (F:g. 1) , re la t iva a uma ãrea drenada de $3.900 h2, para o período de 1943-1969, f o i de 434,68 m3/seg. A descarga digria maxima registrada nesse período ocorreu no ano de 1943, com um valor de 10.120 m3/seg. e , aml'nima, em 1963, com 3$,7 m3/seg. (UNESCO, 1971). Para o r io Pardo, medições de descarga efetuadas no pe_riodo de 1972-1975 na cidade de Mascote (BA) IFig. l), representativas de una area drenada de 30.360 h2, forneceram um valor medio anual de 59,82 m3/seg. (CEPLAB, 1979).

das n,a região aqui considerada, f e i ç k s gem6rficas do t ipo esporão, presentes na planicie costeira do r io Jequitinhonha, sugerem uma deriva litoranea dos sedimentos arenosos, ao longo da zona l i t o r a l , no sentido sul-norte. Tal deriva ser ia ge- rada por ondas oriundas do quadrante SE.

Embora não sejam conhecidos dados a respeito da direçã0 de aproximação das on-

2.2 - ARCABOUÇ0 GEOL&ICO

A planicie costeira do r i o Jequitinhonha faz parte da porção superficial da bacia sedimentar homônima, que abrange um? area de 6.000 !un*. Esta bacia, instalada quando da reativação Wealdeniana (Cretaceo Inferior) , apresenta uma evolução semelhante 5 das demais bacias sedimentares brasi le i ras marginais.

FISHER e t a l i i (1974) estudaram os sistemas deposicionais presentes na seqÜên- c i a superior da bacia do Jequitinhonha, representados pelas fonnações Urucutuca, Caravelas e Rio Doce, interpretando-as genetic-amcnte . Essas formações constjtuem tres principais sistemas deposicionais inter-relacionados que, desde o Cretaceo Superior a te o Mioceno, assumiram importancias varinveis durante a evolução da bacia do Jequitinhonha. Assim, segundo FISIEK e t a l i i (1974), os c l k t i c o s da Forma- ção Rio Doce representam leques deltaicos progradnndo mar adentro através de uma platafonna continental es t re i ta , s í t i o de extensa dcposiç5o carbonática, correspondentes aos calcarenitos da porção superior da F?nnaçZo Caravelas. R parte infe- r i o r dessa formação t e r i a se depositado na parte media do talude continental. O s folhelhos da Formação Urucutuca tambcm representam deposi@o no talude continen- t a l , presumivelmente em águas mais profundas que aquelas an que se depositou a parte infer ior da Formação Caravelas.

Durante o Plioceno, condições de clima seni-árido, cam chuvas esparsas e violentas', favoreceram a deposição da Formação Barreiras, na fomia de lençol terrige- no formado por cones aluviais coalescentes (BITIENCOURT e t aZ<i, 1979a e b; GtIIG- NONE, 1979).

202

I

I * ' .

I

c

u

I

I

2.3 - TESTEMUNHOS DE ANTIGOS NIVEIS MARINHOS QUATERNARIOS SITUADOS ACIMA DO NIVEL ATUAL DO MAR AO LONGO DA COSTA DO E S m D O DA BAHIA

Os trabalhos desenvolvidos por BITTENCOURT e t aZii (1979a e b) e M R T I N e t a Z i i (1979a, 1980a e b) cos43 do. Estado da Bahia permitiram adquirir m conhe- cimento bastante sat isfator io sobre as variações do nivel medio-relativo do mar durante o Quaternãrio, para aquela regiao. Esses autores, atraves uma cartografia de detalhe e dataçoes can CI4 , reconheceram d?is conjuntos de terraços marinhos a- renosos, testemunhos de dois importantes episodios transgressivos quatenarios que afetaram a costa baiana, Respecsivamente-o mais antigo e 0 mais recente, esses e- ventos foram denominados de penultima e ultima transgressces (BITTENCOURT & al i i , 1979a e b),

Na fase f ina l da penúltima transgressão e na :egressã0 subseqiùente foram depositados terraços arenosos cujo topo se s i tua em media-de 6 a 10 m acima do nível atual da preamar. Esses terraços apresentam na superficie coloração branca, que passa na base para marran-escura, de natureza.secundaria, resultante da impregna- ção por &idos h&icos e-oxido de ferro, o que-confere ao sedimento uma cer ta ci- mcntação. A origem l i to rmea desses depositos e atestada pela presença de tubos fosseis de CaZZianassa, bem como pela presença sobre os terraços de vestígios de c r i s t a l de antigos corddocs litorâneos, separados por largas zonas intercordoes. A-. mostras de coral co_letndas numa formação ref ical imediatamente abaixo de terraços com essas caracterist icas, na localidade de Olivença (su l do Estado da Bahia), data das pelo método de Io/U forneceram idades situadas em tomo de 120.000 anos B.PT WARTIN e t a l i i , 1982), indicando portanto, terem ?ido esses terraços depositados dvrante o Pleistoceno. Ess_a idade corresponde tambem, segundo aqueles autores, ao maxim0 a&ançado pela pcnul tima transg_ressão.

-Por volta de 17.000 mos B.P. O ruvel do mar situava-se aproximadamente a 110 metros abaixo do nível q u a l (BLOOM, 1977), portanto p5oximo a borda da p l a t a fona continental. A pa r t i r dai começou a se caracterizar a ultifna transgressão, bolocë- nica, tendo o nível do mar se elevato progressivamente ate culminar em wn nivel relativo de cerca de 5 III acima do nivel atual, por volta de 5.000-5.200 anos B.P. @&U?TIN e t a l i i , 1979a). Durante a fase f ina l desse evento e na regressão subse- (Ùente foram isalmentc deposjtados terraços marinhos arenosos, cujos topos se si- tuam de alguns cent$iictrgs ate cerca de-4 metrzs acima do nivel atual da preamar. A origem marinha e litoranea desses depositos e atestada pela presença de conchas, de tubos fósseis de cnllianassa, de estruturas sedimentares praiais e de alinha- mentos de antigos cordaCs l_itoraneos na superfície dos terraços. Esses cordões li- torâneos, estreitamente proxmos e paralelos,_diferentemente dos encontrados nos terraços pleistocenicos , apresentam-se em notavel estado de conservação (BITTEN- C m T e& a l i i , 1979a). 11ataçÕes com C14 de pedaços de madeira e conchas encontrados nesses terraços ailrcsentam id@es inferiores a 6.000 anos E.P., indicando portanto terem sido os iiicsulos construidos durante o Holoceno. Essas dataçoes, associadas àquelas obtidas em outros teztemunhos deixados pelo movimento regressivo subseqüente (incrustac;ks de vermetideos, corais, etc.), penniziram e_stabelecer pa- r a a região de Salvador uma curva de variações relat ivas do nivel medio do mar durante os Ültimos 7.000 ;]no? (Fig, 2). Essa curva mostra que, durante o Holocerfo, na região de Salvador, o nivel medio relat ivo do mar oscilou passando por 3 m a x i - mos e 2 mínimos. h b o m es ta curva tenha sido construida apenas com amostras coletadas na região de Snlv:tdor, sua validade pode ser estendida para toda costa do Es- tado da Bahia, uma vcz que diversas outras reconstruçoes de antigas posições do 6- vel re la t ivo do mar $citas para outros setores da zona costeira baiana concordam perfeitamente C ~ I I a C I I I ' V ~ de Salvado: (MARTIN e t a l i i , 1980a e b) , De fato, dois esboços de curva pudcr;ua ser construidos para as regiões de Ilhëus (18 reconstru- çöes1 e Caravelas (15 ~.cconstruçoes) , situadas respectivamente ao norte e ao s u l da planicie costeira do rio Jequitinhonha @W\TIN e t aZii, 1980b) (Figs. 1 e 2). Esses esboços mostram sanc1ll;irl~as notaveis com a curva de Salvador, razão porque a validade da mesma pode sci* cstendida gara a regiao da desembocadura do r io Jequitinho- nha. Vale aqui ressalt':ir que tambem na? regiões costeiras de Sergipe, da parte sul dos Estados do Rio c ( IC Sa0 Paulo, O nivel do mar se comportou de uma maneira semelhante durante o Ilolvceno (BImNCOURT et. a l i i , em preparação; MARTIN e t a l i i , 1979b, 1980b; =GUIO c' LIAIITTIN, 1978, 1980; SIJGUIO e t a l i i , 1982).

Cabe aqui mencio11:rr que embora 60 se conhecendo depósitos correlativos, BIT- TENCOURT e t a l i i (197!):1 e b) reconheceram ainda para a costa do Estado da Bahia m terceiro evento trnnsg lessivo quaternário , anterior aos outros dois aqui mencionados, e p_or e les dcnolniii;iclo de transgressão mais-antiga. O s Únicos testemunhos desse episodio são repwsrvltados por linhas de falesias mortas esculpidss nos sedimentos detr i t icos da I:o~naç;?o Barreiras. Na região de Itacimirim (proximo a Salva-

203

I

t i

!

i

i

L

\ \ \

Fig. 1 - Mapa de l o c a l i z a s ã o da p l a n í c i e c o s t e i r a do r i o Jequi t inhonha.

m o

i m :

I

m

I

dor1 e: deposi' parcia: por eli 1979b)

I ' falésJ, ! gressal

Bahia r . formaç

rior c I

I

!

mari

trans

expos4 onde coberl tddo: pedogc ços P'

t colma 1 , - se in

se quc o

da GI raços (Fig. prese r a i s ' praia são r acerc una s

2.4.2

C c

dro E os C€ princ c ia c nha (

se 01 vieil raço: vido

.

2.4,:

Eig. 2 - Variasoes do n í v e l mëdio do mar d u r a n t e os Últimos 7.000 anos para as r e g i o e s de: A - Salvador; B - Ilhëus; C - Caravelas (segundo MARTIN e t a l i i , 1980b).

204

zona

dor) essa linha de falgsias 6 separada dos terraços marinhos pleistocênicos por um depösito continental, do t ipo leques_ aluviais coalescentes, que fo i retrabalhado parcialmente pelo mar durante a penultima transgressã?, uma vez que os testemunhos por e l a deixados repousam diretamente sobre esses depositos (BITI'ENCOURT et a l i i , 1979b). Como apontam esses autores, esse fato evidencia que, efet_ivamen_te, aquelas falgsias foram fonnadas durante um evento transgressivo arfterior a penultima trans- gressão: BITENCOURT e t a l i i (1979b) associaram esse episodio, no sul do Estado da Bahia, a deposição da parte zerminal da Fonzyão Caravelas (nao aflorante). Esta formação, marinha rasa, calcaria e r ica em fosseis, fo i datada em sua parta supe- r io r cano sendo de idade pleistocênica (CnnVALHO e GARRIDO, 1966).

. -

C .

2.4 - DEPOSITOS QUATERNRRIOS NA PLIVQfCIE COSTEIRA DO RIO JEQUITINHONHA

SZo os seguintes os dep6sitos sedimentares quater&rios encontrados na planície costeira do r i o Jequitinhonha (f ig , 3 ) .

2 . 4 . 1 - TERRAÇOS MARINHOS São os depósitos mais abundantes e que definem a conformação da planície costei-

ra , conferindo-lhe a forma cuspidata que a caracteriza. Dois conjuntos de terrasos marinhos puderam ser individualizados: terraços marinhos pleistocenicos e holocenicos. Ambos apresentam característ icas idênticas as daqueles mapeados por MARTIN et a2i.J (1980a) p u a a costa do Estado da Bahia, descritas anteriormente (Fig. 44) .

O s terraços marinhos pleistocênicos , depositados na fase terminal da penFltim5 transg_ressão e na regressão subsequente, colocam-se normalmente de encontro a fa le- sia fos s i l esculpida na Formação Barreiras durante aquele evento transgressivo . b a s exposiçces destes terraços são encontradas na margem-direita do r io Jequitinhonha onde formam bancos de areia muito alva e que, face a sua al tura , raramente são en- cobertos pelos sedimentos de dique marginal daquele r io . Esses terraços sao desti- tuídos de estruturas sedimentares, devido a terem sido obliteradas pelos processos pedogenëticos atuantes desde a sua depo$.ção (120.000 anos B. P.). Sobre os tezra- ços pleistocênicos são encontrados vestigios de ma antiga rede de drenagem, j a colmatada, e onde atualmente existe. .pa ser ie de pantanos. Esta rede de $renagem

. s e instalou provavelme_nte em conse_quencia ao rebaixamento acentuado do mvel de ba- s e que se seguiu ao maxim0 da penultima transgressão (Figs. 4A e B) .

Os terraços marinhos holocenicos (Figs. 4C e D), depositados na fase terminal da Última transgressão e na regressão subseqüente, são mais abundantes que os ter- raços pleistocenicos e normalmente separados destes por uma zona baixa pantanosa (Fig. 4D). Nesses terraços as estruturas sediment_ares praia$ encontram-se muito bem preservadas e são postas em evidência pela alternancia de laminas escuras de I?' I ine- r a i s pesados. Tratam-se de estruturas sedimentares t ípicas da face da praia e-antepraia. Nas vizinhanças da cidaGe de klmonte, onde os terraços marinh2s holoce_nicos são recobertos apenas por gramineas ras te i ras , e" possível obter una ni t ida ideia . acerca do microrrelevo presente na superfície destas acumulações e que se traduz por una sucessao de c r i s tas arenosas, separadas por pequenas valas.

2 . 4 . 2 - TERRAÇOS FLUVIAIS São constituídos basicamente por sedimentos de dique margina;, de barra de mean-

dro e de canal abandonado, que s e colocam normalment? em discordanci_a erosiva sobre os terraços marinhos. Foram individualizados na planicie costeira t r e s conjuntos - principais daqueles terraços (aZZuviaZ ridges) os quais delimitam faixas de influencia da atividad? fluvial 'associadas a antigos le i tos ocupados pe&o rio_ Jequitinho- nha durante_os ultimos 5.000 anos. Desses paleocanais o mais no_tavel e aquele que se origina a al tura da v i l a de Boca do CÖrrego e que se dirige a cidade de Cana- v ie i ras , sendo facilmente identificados MS fotografias aereas e no campo. O s ter- raços f luviais associados 5 atividade do r i o Pardo são de pouca expressividade, de-

. I r

. - l 1

vido principalmente ao fato deste r io transportar poucos sedimentos. ,

2 . 4 . 3 - SEDIMENTOS LAGIJ"S

Separando os terraços marinhos holocênicos dos pleistocênicos são encontradas zonas baixas preenchidas por sedimentos argilosos. Estes sedimentos, conforme sera

205

li

. i

0 0 0 0 0 0 0

O O O O O O D O 0 0 0 0 0 0 0 0

TERRAÇ0 FLUVIAL

TERRAÇO MARINHO HOLOCÉNICO 1503(

TERRAÇO MARINHO PLEISTOCÉNICO

LEOUES ALUVIAIS PLE~STOCÊNICOS O 0 0 0

It-l EMwsAMENTo PRECAMBRIAN0

ALINHAMENTO CORDÕES PLEISTOCÊNICOS

// ALINHAMENTO CORD6ES HOLOCÉNICOS

dd4 F A L ~ S I A MORTA

@ MEANDRO ABANDONADO

O 0 0

0 0 0 0

TURFE IRAS

&Faz. MAROBAR 3-Faz. OURICANA

O 0 0

0 0 0 0 0

0 0 0 0 0

I M C

15%

16*OC

.

Fig. 3 -Mapa geolÕgico da planície costeira do rio Jequitinhonha (segundo DO- MINGUEZ, em preparaçao).

I l

206

* .

I

1 1

- - . . . -

'i

. . I

. * _

. , - _ , . .

Fig. 4 - Terraços marizhos na planície costeira do rio Jequitinhonha: A e B - terraços marinhos pleistocenicos situados 2 s margens dos rios Jequitinhonha (A) e Pardo (B). Em ambas as fotografias 'e possível observar ainda os vestígio: de uma antiga rede de drenagemL atualmente colmatada;iC - terraço marinho holocenico; D - terraços marinhos holocenicos (Qt2) e pleistocenico (Qtl) separados por uma zona baixa pantanosa (Qp-turfeira de Mont: Alegre, Fig. 3), testemunho de uma antiga laguna instalada_na regiao durante o maximo da Última transgressão. Qf 1-sedimentos fluviais; Qp-pantano; Tb-Formaçao Barreiras.

discutido posteriormcnte, foram depositados em antigas lagunas que se formaram na região por volta da ultima transgressão, e G o são aflorantes porserem capeados por depósitos de turfa (Fig. 4D).

___- - - --_-I__---- 2 . 4 . 4 - PENTANOS

Esses sedimento? zubstitul'ram as lagunas que secaram quando do evento regressivo que se seguiu a ultima transgressão. Esses pântanos, onde predomina atualmente a acumulação de turfas, ocupam t a m b e m as zonas alagadiças intercordoes, o fundo dos grandes-vales cohatados escavados na Formação Barreiras, bem como as_ regiões adj a- centes as aZZuviaZ ridges, quando então constituem os depikitos de varzea.

2 . 4 . 5 - MANGUES

Nas desembocaduras abandonadas pelos r ios e seus distributários , CU naquelas regiões protegidas pela presença de i lhas arenosas, o clima quente e umido que predomina na r$gião favoreceu 2 instalação de manguezais. Estes mangues estão res t r i - tos apenas a porção da planicie costeira situada ao norte da desembocadura do r io Jequitinhonha.

2.4..6 - ILHAS ARENOSAS - - .-

Caracteriza a metade norte da planície costeira uma sucess5o de i lhas arenosas destacadas do continente por canais de mare'. Estas i lhas exibem em uma ou ambas as extremidades feições do tipo esporão, encontradas também ao longo do corpo das mesmas, sugerindo ser a migração dos esporões o mecanismo principal no desenvolvimento cestas i lhas. Testemunhos de antigas i lhas arenosas com característ icas semelhantes as atuais são encontrados em posição mais in te r ior da planicie costeira.

DCMINGUEZ (em preparação) menci?na que como essas i lhas representam mais um fetra balhament? la te ra l dos sedimentos, e provável que elas se desenvolvam preferencial- mente em epocas de estacionamento da progradgçäo, seu desenvolvjmento sendo inter- rcnnpido com o avanço da linha da costa.

2.4.7 - LEQUES ALWIAIS COALESCENTES

Esses depósitos, de idade pleistocênicas , colocam-se normalmente no sopé das encostas da Formação Barreiras, com al t i tudes variando de 10 a 20 m , sendo correla- t ivos daqueles mapeados por WRTIN e t aZii (1980a) e estudados por VILAS BOAS e t alii (no prelo) para outros trechos da costa do Estado da Bahia. Tratam-se de a c y mulaçöes predominantemente arenosas e, mal selecionadas, contendo desde a rg i la a te seixos. Na região estudada esses depositos foram encontrados apenas nas cabeceiras dos vales escavados pelos r ios Pardo e Jequitinhonha na Formaçao Barreiras, alcan- çando maior expressividade no vale do r io Pardo.

2.5 - EYOLUÇAO PALEOGEOGRAFICA

DaMINGUEZ (eli preparação) ident i f ica nove estágios principais na his tór ia da evolução quaternaria da planície costeira do r io Je_quitinhonha, os quais são ;es- c r i tos a seguir. E: importante mencionar que os _estagios de I a V I 1 foram tmbem re- conhecidos nas zonas de progradação associadas as desembocaduras dos r ios Pa rasa do Sul, Doce e São Francisco (DCììIINGUEZ e t alii, no prelo).

2 . 5 . 1 - ESTAGIO I (Pig. 5A) .

Corresponde 'a deposição da Formação Barreiras, durante o Plioceno. Nessa êpoca, um c l e a mais seco que o-atual, sujei to a tempestades esporádicas e violentas, deu lugar a deposi.@o no sope das encostas de leques aluviais coalescentes que, conforme observa GHIGHONE (1279), entulharam uma larga faixa da costa. Durante a depo- sição dessa formação, o nivel relativo do mar encontrava-se abaixo do atual, tendo seus sedimentos recoberto parte da plataforma continental (BIGARELLA e ANDRADE, 1964).

208

I i' I

1 1 o

I -. ,

' - /

L

. I . . -- _ _ _ _ _ _ - - - - - --- I

DEPOSIÇÄO Fm. BARREIRAS

MÁXIM o PENÚ LTIM A T R A N S G R E S S i\ o

I 13 ZONA DE PROGRADAÇÁO HOLOCÊNICA I

2. n

M A X I M O T R A N S G R E S S ~ O MAIS ANTIGA 1 I L E P U E S ALUVIAIS PLEISTOCÊNICOS I

ZONA DE PROGRADACAO P L E I S T O C ~ N I C A 1 I M Á X I M O ÚLTIMA T R A N S G R E S S A O I

I 29 Z O N A DE P R O G R A D A ~ A O HOLOCÊNI C A I -42 3* Z O N A D E P R O G R A D A C A O HOLOCÊNICA

Fig. 5 - Esquema evoiutivo da planície costeira do' rio Jiquitinhonha durante o Quaternzrio (segundo DOMINGUEZ, em preparaçao) (ver legenda da Fig. 3). :

2.5.2 - ESTAGIO II (Fig, 5B)

rir característ icas ímidas ( V I N WAS e t a t i i , 1979). Posteriormente, com O inicio do episódio transgressivo de idade pleistocikica dcnominado por BITTENCCURT e t aZii (1979a) de transgressão mais antiga, fo i erodida aporção externa da Formação Bar- re i ras , instalando-se uma linha de falésias. A fa les ia original representativa desse estãgio @o se enconSra preservada na região estuclada, por t e r sido retrabalhada durante o maximo da penultima transgressão.

A deposição da Formação Barreiras fo i interranpida quando o clima passou al acqui-

2.5.3 - ESTAGIO III (Fig. 5C)

Após o mkimo alcançado pela transgressão mais antiga, e durante a regressão que se seguiu, o clima voltou a adquirir característ icas semi-kidas (VILAS BOA: e t a t i i , 1979 e , no prelo). Essa retmada de condições climikicas semelhantes aquelas que prevaleceram durante a deposição da Formação Barreiras propiciou a fo_rmaçZo de_ novos depositos continentais do t ipo leques aluviais cmlescentes no sope das falesias esculpidas na Formação Barreiras durante o evento transgressivo anterior. Ta l situação se estendeu por toda a costa do Estados da Bahia e Sergipe conforme apontam os trabalhos de V I M BOAS e t aZi i (1979 e , no prelo), MARTIN e t aZi i (1980) e BITl'FN- CCURT e t a t i i (em preparação).

2.5.4 - ESTAGIO I V (Fig. 5D)

CoTresponde 30 m&iimo alcançado pela pencltima trangressão (120.000 anos B. P.) Nessa epoca, o nivel do ?ar erodiu em sua maior parte os depósitos continentais acumulados durante o estagio anterior, ficando os mesmos preservados apenas nas cabeceiras dos vales escavados na Formação Barreiras pelos r ios Jequitinhonha e Par- do. Nos locais em que o mar conseguiu erodir totalmente os leques a l w i a i s pleis- tocênicos as ondas retrabalharam adlinha de falésias esculpida durante a transgres- são mais antiga. Esta linha de falesias delimita atualmente o contato entre a For- mação Barreiras e a planicie costeira.

Tambem nessa ?casiã0 os vales dos r ios Pardo e Jequitinhonha foram afogados, constituindo estuarios, o memo acontecendo com os demais vales entalhados na For- mação Barreiras.

2.5.5 - ESTAGIO V (Fig. SE)

Na regressão qye se seguiu 2 penúltima transgressão foram depositados terrasos marinhos arenosos as custas, principalmente, de sedimentos expostos na plataforma continental pela descida do níve_l do mar, e por aqueles trazidos pelos r ios Pardo e Jequitinhonha. Formou-se nessa epoca ma planície costeira com caracterist icas provavelmente semelhantes a atual , cujos testemunhos se encontram preservadm tanto ao norte quanto ao s u l do curso atual do r io Jequifinhonha, na forma dos terraços marinhos pleistocênicos descritos anteriomente.

2 .5 .6 - ESTAGIO V I (Fig; 5F)

Corresponde ao mtlximo alcançado pela Ültima transgressão (2.000 - 5.200 anos B. P.). Esse evento erodiu e afogou durante o seu curso a planicie costeira pleis- tocënica.

A rede de drenagem que havia se instalado sobre os terraços marin3os pleistocê- nicos, favorecida pelo rebaixamento acentuado do nível de base no periodo anterior, fo i afogada, da mema maneira que alguns dos vales escavados na Eormação Barreiras. O s vales dos r ios Pard? e Jequitinhonha foram nessa ocasião tambem invadidos pelo mar, constituindo estuarios dentro dos quais aqueles r ios iniciaram a construção de pequenos deltas.

uma ilha-barreira que_isolou de 9 contato direto coni o mar o que restou dos terra- ços marinhos pleistocenicos. Atras da ilha-barreira in$alou-se una laguna cujos testemunhos estão ainda bem marcados nas fotografias aereas (Figs. 6A e B). Data- ções de amostras de madeira e conchas coletadas nestes sedimentos lagunares indicam que a ilha-barreira já estava instalada desde pelo menos 7.800 anos B. P., tendo

Associada ao afogamento da planície costeira pleistocênica houve a formação de

21 o

,

I

I

, i

- 1 . 1

I I

!

,

I .

I

i i

!

I .

I

I

- , *

i * ( -

!

I

I .

cos f i a mer: Por nha Zon ter d h

Fig. 6 - A ) Testemunhos do sistema laguna/i-lha b a r r e i r a i n s t a l a d o na p l an?c ie c o s t e i r a d u r a n t e o máximo da Ú l t i m a t r a n s g r e s s a 0 (5.100 anos B. P.). Nesta fo tog ra - f i a d e uma r e g i a o ao n o r t e da c idade d e Canav ie i r a s 'e p o s s í v e l d i s t i n g u i r c l a r a - mente a i l h a - b a r r e i r a o r i g i n a l ( i b ) e a zona lagunar (Qp). B) A f o t o g r a f i a most ra a porçao c e n t r a l afogada da segunda zona-de progradaçao holocênica do r i o Jequ i t inhonha, onde predomina a tua lmente deposiçao em ambiente d e pântano (Qp). Notar a inda a Zona lagunar (Qp) i n s t a l a d a du ran te o máximo da Última t r ansg res são e que sepa ra O S

t e r r a ç o s marinhos holocenicos (Qt2) e p l e i s t o c ê n i c o s ( Q t l ) . Qm - mangue; Qf l - sedimentos f l u v i a i s ; Qp - pantano; Tb - Formaçao B a r r e i r a s .

21 1

migrado em direçã0 ao-continente a5ompanhando a elevação subseqcente do nível do mar. O aspeeto morfologico da planicie costeira do r io Jequitinhonha, nessa ocasião e" comrparável ao apresentado atualmente por grandes trechos da costa les te dos Esta- dos Unidos e certas partes do Golfo do México, caracterizados por M l i t o r a l afogado com diversos estuários e ilhas-barreira, com alguns r ios inclusive construindo pequenos deltas nas cabeceiras Gesses estuários (Fig. 7). De fato, essa? regiões experimcntani nos dias atuais um maximo transgressivo, não se conhecendo niveis marinhos holocenicos mais elevados que o atual , conforme mencionado por CUMAY (1960, 1965), HOYT (1967) e KMFT (1971).

2.5.7 - ESTAGIO VI1 (Fig. 5G)

experimentou um movimento de progradaç52 em direSão ao mar, ao tempo em que a l a s - na desapareceu como t a l , sendo substituida por pantanos, nos quais o desenvolvimen- t o de turfas tornou_se o processo dominante. No início desse evento regressivo, o r i o Jequitinhonha j a alcançava diretamente o mar aberto, instalando sua 'desemboca'-- -- - dura na região onde hoje se s i tua a cidade de Canavieiras. Nesse local fo i construida durante o evento regressivo que vai de 5.100 a 3,800 anos B. P. (Fig. 2A) O - que e' aqui considerado como a primeira zona de progradasã0 holocënica do r i o Jequi- tinhonha. Por volta de 3.800 anos B. P. una pequena e rapida oscilação positiva do . -

nível do mar_ interrompeu a sua construção (Fig. 2A). Esse-evento transgressivo al- cançou um maximo em torno de 3.500 anos B. P., quando o nivel do mar se posicionou a mais de três metros acima do nível atual (MARTIN e t a l i i , 1979a).

Com a regressão que se seguiu ao mhimo transgressivo . holocênico a ilha-barreira

2.5.8 - ESTAGIO VI11 (Fig. 5H)

Como conseq&cia do evento transgressivo que delimita o fim do estzgio ante- r i o r , a primeira zona de progradação holocênica do r i o Jequitinhonha fo i parcialmente erodida e afogada, ao tempo em que desequilibrios provocados pela eleva@o brusca do nível de base forçavam o r i o Jequitinhonha a mudar seu baixo curso a pro- cura de um outro que possibil i tasse mais eficiência ao transporte de sua carga sedimentar. Essa mudança no baixo curso se deu provavelmente por m processo do t ipo avulsão. A nova desembocadura ocupada situava-se nas proximidades do paralelo 15'50'h Nesse local fo i construida a segunda zona de progradação holocênica do r i o Jequi- tinhonha, no período regressivo que vai de 3.500 a 2.700 anos B. P. (Fig. 2A).

A construção da segunda zona de progradação do r i o Jequitinhonlya_foi interrom- pida em 2.700 anos B. P. pelo evento transgressivo que alcançou um maximo em torno de 2.500- anos B. P. (Fig. U ) , quando o nível re la t ivo do mar se posicionou em 2,s m acima do nivel atual (MARTIN e t aZii, 1979a). Como resultado desse evento a segunda zona de progradação f o i parcialmente afogada, sendo os efeitos deste afogamento ainda hoje vis íveis nas fotografias ae'reas (Fig. 6B). De fato, toda a área central da segunda zona de progradação cnzontra-se atualmente ocupada por sedimentos finos, que sustentam un ambiente de pantano. Estes sedimentos recobrem parcialmente os cordões litorâneos associados a es ta feição, conferindo-lhe o aspec- t o afogado característico.

-

.

-

2.5.9 - ESTAGIO IX (Fig. 51)

O. afogamento da s e e d a zona de progradação holocênica gerou novas instabilida- des que afetaram o equilibrio f luv ia l , culminando em um novo processo de avulsão que deslocou a foz do r io Jequitinhonha mais para o s u l , quando então es te r i o ocu- pou seu l e i t o atual. Começou então a c_onstrução da terceira zona de progradação do r io Jequitinhonha, a atual, associada a fase regressiva que se seguiu a 2.500 anos B. P. (Fig. 2A).

O papel d5sempenhado pelo r i o Pardo nos diversos estágios da evolução da planí- c i e costeira e obscuro, por não existirem terraços f luviais express5vos associacjos ao memo. Provavelmente este r i o desempyhou sempre m papel secuncla_rio na his tor ia da evolução da região durante o Quaternario, alcançando o mar atraves da pr_oteção de ilhas-arenosas, como ocorre nos dias atuais, ou divagando paralelamente a costa.

LI

21 2

I

S

45 Km G O L F O D O M É X I C O I

lb J w\

.

I 1

4 Baía A

Itha Sa.Rosa

d M a p a de Local izaFio

E S T A D O S U N I D O S C

( OCEANO

I MÉXICO

Fig. 7 - Morfologia da costa leste norte-americana e do Golfo do México.

21 3

2.6 - CONSIDERAÇUES FINAIS Viu-se, anteriormente, que as variações do nível relativo do mar durante o Qua-

ternário co?sti tuírw-se, efetivamente, no principal fa tor a controlar a sedimenta- ção na planicie costeira do r io Jequitinhonha. O s eventos tansgressivos que afetaram a região interromperam a progradaçZo> erodindo e afogando a_s desembocaduras f luv ia i s , Paralelamente, a eleveçao do nivel do mar gerou tambcm instabilidade no equi l íbr io fluvia1,provocando mudanças bruscas no curso dos r ios , por um processo do t ipo avulsão. Alem disso, nos eventos transgressivos de grande amplitude, o afogamento ccmpleto da planície costeira possibil i tou o_surgimento de sis temas laguna/ilha-barreira. Por outro lado, o abaixamento do mvel relativo do mar ocorrido hã cerca de 5.000 anos expos quantidades sig@ficat_ivas de sedimentos na plataforma continental, os quais foram incorporados a planicie costeira em construção. Con- forme aponta DolcIINGUEZ (em preparação) , est_es sedimentos representaram provavelmente a principal fonte sedimentar na h is tor ia do desenvolvimento des_ta feição , tendo o r i o Jequitinhonha neste aspecto desempenhado um papel secundario. Tal opi- nião e' compartilhada tam&m por BI?TENC!CCWRT e t uZii (1982) e SUGUIO e t aZii (1982) no que diz respeito 'as zonas de progradação associadas respectivamente 5s desembocaduras dos rios São Francisco e Doce. Desse modo, no presente traba_lho, e tendo em vis ta principalmente a inexistência de medições conclusivas quanto a carga de fundo no baixo curso do r i o Jequitinhonha, o que poss@il i tar ia avaliar a efEtiva contribuição do mesmo como principal supridor de terrigenos para a progradaçno, fo i evitado, para designar es ta feiç&, o uso da palavra del ta , como a ut i l izou BACOC- COLI (1971).

3 - DEPdSITOS DE TURFA NA PLANICIE COSTEIRA DO RIO JEQUITINHONHA Autores :

R a i f Cesar du Cunha Lima e IvanaZdo Vieira Gomes da Costa

3.1 - CONCEITO E CLASSIFICAÇAO DE TURFAS E TURFEIRAS

h a turfa , no sentido mais amplo do termo, segundo MICKELSEN (1976), e' a m_ate'- r ia vegetal parcialmente decomposta que se acumula em um ambiente saturado de_agua.

considerada o estágio in i c i a l da-formação d? carvão, que ser ia atingido-apos o soterramento e as t_ransformaçÕes f i s icas e qumicas provocadas pela pressa0 e tem- peratura. A turfa e o re_sultado da associação de vegetais qxe se desenvolverm, e se acumularam an ambientes umidcs, incluindo a í os_solos Gdromorficos, ou suhersos , onde a fraca circulação de agua protegeu a materia organica de uma oxidação cm- pleta .

As turfas ou, por extensão, as turfeiras que as contêm, podan ser_ classifica- das sob diferentes aspectos, Assim, WAKSMAN (1942) baseou-se em criterios_botani- cos e químicos, ABFEU (1973) e MICKELSEN (1976), somente nos aspectos hotanicos, TIBBETTS c FRASER (1978), de acordo com o grau de humificação e decmposição. Por fim, SUSZCZYNSKY (1980) faz uma revisão das diferentes classificaçoes, discutindo v%os aspectos 1;gados ao problema, t a i s c ~ o : material original, aspecto in natu- ru, ambiente geologico-de origem, meio ecologico aiual e o uso. Segundo a IPT (19793, na URSS e Europa, em media, a turfa deve ter,_no maximo, 23% de cinzas, "normal: mente seca", para subst i tuir a uti l ização do oleo combustível em usinas termoele- tr icas. _Entretanto, considera-se que estes linlitces não podem ser fixados de uma ma- neir_a rigida, pois dependem muito do f ins especificos de ut i l izaçaoe d? avanço tec- nologico. Assim, levando eni_conta principalmente as necessidades especificas do Brasil, e baseados nos c r i te r ios gerais uti l izados por VILLWOCK e t aZi i (1980) e CALDA\sso e t aZi i (1_98J), LIMA e t ulii_(1982) propuseram a seguinte classificação:

a) turfa energetica - poder calorifico maior do que 3.500 Kcal/Kg (base seca), correspondendo aproximadamente a tc?res de cinzas abaixo de 35%;

b) turfa agrícola - poder calor l f ico menor do que 3.500 Kcal/Kg (base seca), correspondendo aproximadamente a teores de cirfzas acima de 35; . Nesta categoria es- tão inclusos os aqui chamados sedimentos turfaccos, com teores-de cinzas acima de 75% que normalmente não queimam nas condições normativas da analise imediata.

Obviament?, es ta classificação se aplica com mai? propriedade na escala de tuT- fe i ras , onde e mais importante conhecer os valores medios glob+ para o controle de lavra. Logicame?te, cabe ressal tar que qualquer turfa energetica pode ser u t i l i - zada para f ins agricolas.

21 4

I

l

I

i

l

I

I -

I

. t .

- 1 -

1

I I

!

I t

i

I

I

i

!

i - i -

. * -

+

i I

3.2 - GENESE E CONDIÇUES AMBIENTAIS

No desenvolvimento de uma turfeira , segundo VAENAN (1942) , O processo se ini- c ia pela deposiçao de detr i tos vegetais, que vão preenchendo lentamente uma depres: sao qualquer. Os primeiros vegetais a s e acumularem são algase outras plantas aqua- t i ca s que €ormm as cantadas basais de turfa, A depressa0 origir;lal tornx-se cada vez mais :asa, permitindo a invasão $e vegetaç50 marginal constituid_a por gramheas, ciperaceas, juncos e finahicnte arvores, a té transformar-.se em pantano, onde os res- :os organicos cobcrtos pela S p a passam gradativamente para turfa. Se o &vel da agua for elevado repentinamente por uma circunstância local, o crescimento de amo- res pode cessar e plantas inferiores mais adaptadas ao ambiente aquatic0 poderão reaparecer, iniciando-se então un novo ciclo de acumulação de turfa.

No per f i l de uma turfeira pode-se encontrar camadas bem decompostas, indicando uni período de prolongada precipitação de Sgua. Cano os estratos mais inferiores 90 per f i l de uma tur ic i ra s50 formados por plantas que ocorrem abaixo do nivel da agua, eles são muito mais coloidais e l ivres de materiais fibrosos ou de madeiras do que os zstratos superiores, que sZo produzidos por plantas que crescem acima do TÚ- vel da agua.

3.3 - CARACTERIZAÇAO E QUALIFICAÇAO DAS TURFAS A s característ icas básicas das turfas, que defin5m cs diferentes tipos e suas

possibilidades de emprego, podan ser avaliadas atraves da deteminação da densidade, um;dade, cinzas, matérias voláteis, carbono f ixo, poder calorífico e composi- ção qumica.

a) Densidade - a densidade relat iva da turfa em estado natural e" sempre l igei- ramente superior a 1 , 0 dan3, elevando-se em função do teor de cinzas. Normalmente, determina-se a b u l k density e a d r y bulk density definidas, respectivamente, cano as relações entre os pesos, in natura e seco, e o volume in ic ia l ;

b) Umidade - a umidade to ta l das turfas e' muito elevada, da ordem de 75 a 95%. As turfas de boa qualidade quando extraídas e postas a secar ao a r l i v re , perdem rapidamente sua umidade l i v re , permanecendo no f ina l com um teor de umidade higros- kopica da ordem de 5 a 20%;

cZ Poder calorífico - o teor de cinzas 6 o fator preponderante nas propriedades energeticas da turfa , existindo-ente es te e o poder calorífico m,a correlação li- near negativa muito forte. Tambem os teores em cabono fixo e voláteis, o primeiro em maior grau, influenciam o poder calorífico;

no de 5% e media infer ior a l:, provavelmente na dependencia da maior ou menor fluência marinha.

d) EnxofF - em geral , os teores de enxofre são deqrezíveis , no m&imo, em tor- in-

3.4 - PRINCIPAIS TURFEIRAS DA PLANICIE COSTEIRA DO RIO JEQUITINHONHA O s depösitos da planície coszeira do r i o JequitinhonhaAtiveram o seu desenvol-

vimento foztemente condicionado a pr6pri: evolução quaternaria daquela planície, conforme j a mencionado anteriormente no item 2.

Segundo a classificação aqui adotada, LIMA e t a l i i (1982) observaram que turfe i ras do t ipo energetic0 estão associadas 'as antigas lagunas formadas durante o m&imo alcançado pela Ültima transgressão (5,100 anos B. P . ) , cano e o caso das-turfe i ras das fazendas Lagos, Marobar, Ouricana e Monte Alegre (Fig. 3). Esses depo- s i t o s , que são os mais importantEs da área, dispõem-se sempre em mapa na forma de corpos alongados, sub-paralelos a linha da costa, encaixados entre diversos conjuntos de cordoes litorâneos. Ainda segun40 aqueles autores, turfeiras do tipo agri- cola estão associadas a ambientes de varzea existentes na planície de inundação do r io Jequitinhonha. Nonnalmente , essas turfeiras são imaturas, apresentando f o m s ovaladas e circulares (Fig, 3). Por fim, LIMA e t a l i i (1982) reconhecem .a presença dos chamados arenitos turfaceo?, -que n_a planície costeira esSão res t r i tos aos ní- veis ferruginosos ricos ern materia organica de origem secundaria, que aparecem na base dos terraços marinhos p le i s tockicos ,

mais importante, via de regra apresenta, da base para o topo, um substrat0 arenoso de um antigo terraço marinho, seguindo-se uma camada argilosa, que passa gradativamente a turfa. Normalment_e, as turfeiras apresentam espessuras variando de 1,s a 2,s m , podendo alcançar ate 6 m na parte central (cf. Parada 8).

nície costeira do r io Jequitinhonha, os recursos elevados a categoria de reservas inferidas.

Na planície costeira do r io Jequitinhonha uma tur fe i ra energética, que e' o t ipo

Na tabela 1 estão discriminados, pelas principais tu r f f i ras energéticas da pla-

21 5

a

. .

..

c

d

4 - ROTEIRO DE EXCURSAO GEOLOGICA

Autores: Jose' Maria L a n d h Dominguez, Abili0 Carlos da Silva

Pinto Bittencourt e Louis Martin - Paradas 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 e 9 - Raif César da Cunha Lima e .&analdo

Vieira Gomes da Costa - Paradas 8 e 10

4.1 - INTRODUÇRO

O objetivo principal da excur+o de campo e' mostrar os principais subambientes de sedim5ntação presentes na planicie costeira do rio Jequitinhonha. Enfase espe- c i a l sera dada: a) aos terraços marinhos , pela importancia que se revestem cum principais modeladores da zona de progradação, bem como por testemunharem os dois grandes eventos transgressivos que desempenharam papel fundamental na evolução dessa feição e b) ao subambiente de pantano, que encerra os depósitos de turfa.

A excursão, de-dois dias , sylr realizada em duas etapas: a primeira, terrestre , utilizando-se de un mibus como veiculo e , a segunda, f iuv ia l , num? embarcação a motor. A primeira etapa (paradas l, 2 e 3 , Fig. 8) sera dedicada a observação dcs elementos geomorficos ?ais importantes da planície costeira, os cordões litoraneos, bem como a uma v i s i t a a foz do r i o Jequitinhonha, onde se desenvolvem importantes processos relacionados 2 dinâmica.de prograd5ção da linha da costa. A segunda etapa (paradas 4 , 5,6 ,7 ,9 e 10 , Fig. 8) constara de uma pequena entrada no canal do Peso e de uma subida no r i o Jequitinhonha, a fim de que os participanies possam observar e m afloramentos situados ao longo das margens deste r i o os depositos formados nos diversos subambientes daplan íc ie cost_eira, suas l i tologias , e relações de contato. Essa fase incluirá tambem uma v i s i t a a tu r fe i ra fle Monte Alegre (parada 8), prospectada pela CPRM na região. Durante a excursão devera se r $inda ressaltada a maior ou menor potencialidade dos diversos subambientes da planicie na geração de depósitos de turfa.

4.2 - DESCRIÇAO DAS PARADAS

4.2.1 - PARADA 1

LOCAL: Desembocadura do r i o Jequitinhonha (margem di re i ta )

As desembocaduras f luviais se caracterizam normalmente por uma disponibilidade muito grande de sedimentos arenosos, sejam aqueles trazidos diretamente pelo r io , sejam os, mobilizados pelas correntes de deriva litorânea que se acumulam de encontro ao obstaculo representado pelo fluxo fluvial . Esta quantidade em excess2 de sedimentos vai entulhar o pe r f i l da antepraia, provocando então um desequilibrio-entre as condições hidraulicas atuantes (ondas do t@o sweZZ) e a morfologia litoranea. A antepraia responde a este dese9uiEbrio atraves a criação de barras (Figs. 914 e 1OA) que podem se estabi l izar na propria antepraia, ou migrar um pouco em direçã0 ao continente. Essas barras são normalmente seGaradas da praia por uma depressão alongada co+ecida como canaleta, que represa agua na baixa-mar e coleta sedimentos finos e materia organica em suspensão (Figs. 9A e 10A). Essas barras, inicialmente expos- t a s apenas na baixa-mar, crescem em al tura pela açã0 do soeZZ (Fig. 9B) e terminam por se consti tuir numa nova praia , isolando a anteriomente formada (Figs. 9C e lOB), A pequena lagoa instalada na canaleta e rapidamente colonizada por vegetação de pantano, onde normalmente se formam pequenos depõsitos de turfa.

nismo segundo o qual a linha de costa avança nas vizinhaças da desanbocadura (Fig. 9D). Como resultado deste mecanismo de progradação as cr i s tas arenosas formadas nesses locais tendem a ser mais largas, descontinuas e separadas por amplas valas, s e comparadsz c m aquelas foimadas em posições mai? distantes da foz, contínuas, f inas e estreitamente próximas e paralelas entre si.

@a outra característ ica das cristas arenosas formadas na região de desemboca- duza e a presença de lentes ou pequenas camadas de materia organica de origem de- t r i t i c a no corpo arenoso (Fig. 1OC). Esses restos vegetais, trazido? pelo r i o e lan- çados pelas ondas nas praias (Fig. lOD), terminam se incorporando as mesmas.

A sucessiva incorporação e estabilização das barras acima descritas o meca-

. 216

I

. ' .

. i .

I I

l

í I !.

I

!

I

I

i i I

- ! . i

. l .

I I l

4

I 4

I

i i I I .

tra gic

res: i l va t 6, ' ata&

LO

. a

2s

n- m-

re y

'S 9

>

i-

ib-

8 )Y

i- le

' . ?

I .

..

le

t r o

e A

IA) in- - OS S- m

O

!

I

i n- -,.

~ T E R R A ~ O MARINHO HOLOCÊNICO a TERRAGO MARINHO PLEISTOCÊNICO

FORMACÃO BARREIRAS

ALINHAMENTO C O R D ~ E S

-3 ALINHAMENTO C O R O ~ E S --- HOLOC~NICOS

.e PLEISTOCENICOS

4 MEANDRO ABANDONADO

d d F A L É S I A MORTA

a PARADA 16'0d PONTO A SER OBSERVADO DURANTE O TRAJET0 ./

f l RODOVIA

SJ' TRUNCAMENTO NA ORIENTA~ÄO DOS CORMES LITORÂNEOS

38'50'

Fig. 8 - Mapa geológico de parte da planície costeira do rio Jequitinhonha_mos- trando o local das paradas e pontos a serem observados durante a excursao geologica.

21 7

. .

. . . "

k

o

Fig. 9 - Mecanismo de progradação nas vizinhanças da desembocadura: A - forma: ção de uma barra na antepraia, inicialmente exposta apenas na baixa-mar; B - a apao do S w e l l faz com que a barra cresça en altura e constitua uma feiçao emersa mesmo na preamar; C - praia anteriormente formada e ficando separada da mesma por uma pequena lagoa; D - a repetiçao do processo faz com que a linha.de costa avance pela sucessiva incorpo- raçao de barras.

a barra estabilizada constitui a nova linha de costa isolando a

A

. *

r açao de ba r ra s .

, a * '

- . '

- -

A

r

1 . f t

i

4 :

D foz

d

Fig . 10 -Aspec tos da desembocadura do r i o Jequi t inhonha: A - b a r r a expos ta na baixa-mar; B - desembocadura do r i o Jequitinhonha. A seta i n d i c a as b a r r a s recen- temente e s t a b i l i z a d a s ; C - i n t e r c a l a ç o e s de t u r f a d e t r í t i c a nos depós i to s p r i a i s a s soc iados 'a desembocadura; D - m a t é r i a o rgân ica ( r e s t o s de t ronco , ramo e f o l h a s ) t r a z i d a pe lo r i o Jequi t inhonha e depos i t ada na p r a i a , p e l a açao das ondas.

4.2.2 - PARADA 2

LOCRL: Planície costeira ao sul da cidade de Belmonte

Esta porção da planície costeira oferece belo exemplo da morfologia dos ter- raços marir$os holocenicos. O naturalista ingles C. F. l-!ARTT (1S70), que visitou a região no seculo passado, impressionado com a perfeição e simetria dos cordzes litoraneos presentes na superfície desses terraços, assim a descreveu: The plain con- s i s t s of a large number of parallel beaches, one lying i n front of the other, sometimes united, a t other separated by miniature valleys, occasionally only a feu f ee t i n width, but o f ten continuous for a considerable distance. Many of the beaches have their slopes as perfect as i f it were but yesterday that they were swept by the waves. In the depressions water accumulates sometimes f o n i n g shaZlow lagoons (Figs. 1I.A e B).

Estas c r i s tas arenosas s50 indicativas de posições pretér i tas ocupadas p e l a linha da costa e-quz, 2 semelhança dos anéi? de crescimento num tronco de arvore, registram a his tor ia da progradação da planicie costeira.

. I! importante enfatizar que, mesmo apresentando de m p a r a outro alguma varia- ção nas suas dimensões , esses cordões litor&eos , como j a apo_ntado _anteriormente, sao muito mais regulares e contínuos que aqueles foqados proximos a desembocadura, examinados na parada anterior. Essa diferença morfologica re f le te dis t intos meca- nismos de formação. Enquanto nas vizinhanças da desemkocadura as c r i s tas arenosas se formam na antepraia pela estabilização de barras a i gzradas, em locais mais afas- tados tais acumulações se forman preferenci5lmente no pos-praia, quer pela a t ivi- dade de espraiamento, quer pela atividade eolica.

Nas regiões afastadas da desembocadura a magnitude dos azortes sedimentares não e' suficiente para provocar granges desequilibrios na dinamica pra ia l , sendo os sedimentos facilmente incorporados a face da praia pela açã0 da atividade de espraiamento, o que provoca um aumento progressivo na largura do berma (Fig. l2A) , . dando lugar a uma lenta progradação. Sobre o bema assim Fpliado, fenomenos cícl i - cos podem estender a aç50 da atividade de espraiamento alem de seus limites normais ocasionando o retrabalhamento do beima existente, e construindo un outro em posi- ç o topograficamente mais elevada. Tal evento deixaria como testemunho sobre o ter- raço de pÕs-praia uma acumulação sedimentar es t re i ra e alongada, em forma de c r i s ta (Fig. 12B). A repetição deste processo ao longo da his tor ia da progradaçã0 (Figs. 1 2 C e D) e' responsável pela morfologia superficial que caracteriza esses terraços. A expansão da ativigade de espraiamento pode ser levada a cabo segundo duasAmâ- neiras diferentes , as vezes com efeitos-cumulativos: a) sobrelevaçao temporaria do nível do mar, associada a ciclos de mare de pe_ríodo locgo, ventos for tes , mudan- ças sazonais do clima e das propriedades das aguas oceanicas (salinidade, tempera; tura) ; b) presença de ondas excepcionalmente a l t a s na zona l i t o r a l associadas a nu- cleos de tempestade estacionados nas_ vizinharfças da costa, A origem de cordões li- to rkeos a pa r t i r de uma atividade eolica s y a tratada na proxima parada.

tr incheiras, uma na planicie costeira, atravessando perpendicularmente as cr i s tas arenosas, e outra na praia atual. Poderá4então se constatar que predominam nos ter- raços marinhos estruturas sedimentares t ipicas da face d,a praia , consistindo npn conjunto de estratos com mergulho suave (8-100) em direçao ao mar, associados a atividade de espraiamento (Fig. 1lC).

Após a observação mozfolÓgica de superficie, os v i s i t a i t e s tergo acesso a duas

i. 2.3.- PARADA 3

m: Extremo sul da planície costeira

Neste local e poss<vel a obseyação de m belo exemplo de c r i s tas arenosas formadas pela atividade eoLica, tambem conhecidas como cordão-duna (dune-ridge) . Po- de-se constatar a existencia de _três destas feições, que apresentam altura- > suces- sivamente mais elevadas em direçao ao mar, a mais a l t a alcançando aproxiniadamente 10 m (Fig. llD). Tais cr is tas são formadas a pa r t i r de sedimentos expostos na face da praia durante a baixa-mar. Esses sedimentos são retirados da praia pela asã0 dos ventos e acumuiados sobre o terraço do bema, de encontro a obstaculos que, atmen- tando a turbulencia dos ventos, diminuem sua capacidade transportadora, provocando deposiçTo (Fig. 13A): A c r i s t a do berma ou mesmo a vegetação rzsteira que normalmente se instala no pos-praia poder_iam funcionar cano t a i s obstaculos, a pa r t i r dos quais se de2envolveriam dunas primarias impedidas (Impeded Primary Dunes, MVIES, 1977), t a m b e m referidas cosno dunas vegetadas (Vegetated Dunes, GQLDSIITH, 1973,

! ! .

. i . ' 1 ' . l .

I !

!

! I

l

1 I

I

'I

I i

o

220

- . .

A

_ _ . _ _ --..&"-.*-~.,-.=..--.-'-- __I . . .

c . .-d

B D

Fig. 11 - Aspectos dos cordões litorâneos presentes na planície costeira ao sul de Belmonte: A e B - fotografia-de campo tomadas perpendicular (A) e paralelamente (B) 'a orientação geral dzs cordoes; C -- detalhes das estruturas_sedimentares associadas aos cordoes litoraneos; D - cordoes-duna, em número de tres, situados no extremo sul da planície costeira.

aJ. . ' 4

, <

N FD N

/?=-=%.

n.m.

Fig. 12 - Mecanismo de formação dos cord_Ões litorâneos em regiões afastadas da desembocadura: A - avanço do berma pelo acrescimo, ã face da praia, de sucessivas

rnlarr~oan +pmnnrãria do nível do mar retrabalha ~

0 lâminas sedimentares; B - soblTLClllrYv r - -

berma, sendo construído um outro em posição topograficamente mais eleva<a; C e D - repetiçao do processo promove o desenvolvimento de um novo cordao litoraneo.

E .. Y

* N

Ul

I .. I

*

1978). Dunas dessa natureza são estacionárias, sendo seu cres@mento fortemente con- :rolado pela vegetação (Fig. 13B). Seu maior desenvolvimento e alcançado em regiões d d a s temperadas, onde o vento pode empilhar grandes quantidades de areia , enquan- to ¿I midadc promove vigoroso crescimento da vegetaç50 (DAVIES, 1977).

A al tura alcançada pelas dunas estacionárias es ta fortemente condicionada, além de a fatore? t a i s cano ventos e umidade, 5 velocidade de progradação da linha de costa, t a m b e m responsável pela criação sucessiva de cordões-duna paralela entre s í (BEPNII) e WANLESS, 1971). Uma velocidade de progradação lenta ou um estacionamento na posição da linha de praia permitiriam um desenvolvimento ver t ical acentuado destas f e i ç k s , o qual ser ia interrmEido Tuando o avanço do berma mar adentro favore- cesse o aparecimento de novos obstaculos, que captariam em seguida os sedimentos mo- biJizados pelo vento, isolando desse modo a antiga c r i s ta (SHEPAIUI e WANLESS, 1971) (Figs. 13C e D) .

O g ryde crescimento das cr is tas arenosas nesta região pode estar relacionado a um periodo de estacionamento da progradação.

4.2.4 - PARADA 4

LEAL: Canal do Peso I, Num dos meandros do canal do Peso (Fig, 8) aparece exposta uma seçã0 contínua de

um terraço marinho associado 'a terceira zona de prograd_ação holochica do r io Je- quitinhonha. Esta seç;?o , aproximadamente perpendicular a orientação geral das cr is- t a s arenosas, possibi l i ta a observação das estruturas sedimentares a e las associadas (Fig._l4A). Na base do terraço predominam lâmina; aproximadamente horizontais, exibindo as vezes pequeno mergulho, ora no sentido do continente, ora ns sentido do mar (Fig. 14B). Tais estratos estariam associados a ma deposição na antepraia ou a uma Storm Beach (DAVIS JR. e t aZii, 1972). Intercalada nestes estratos se consta- ta a presença-de camadas de matéria orgânica de origem de t r í t i ca (Fig. 14B) que, datada pelo metodo do C14, forneceram uma idade de 1.800 f 100 anos B. P. (Bah 817) indicando ser aquele terraço mais recente que es ta data. Sucedem-se em direç50 ao Topo estratos can mergulhos mais acentuados (8'150 no sentido do mar), associados a deposição na face da praia (Figs. 14A e C) .

A presença de camadas de matéria orgânica inclusas neste terraço não s ignif ica , .entretanto, que o mesmo tenha se formado nas vizinhanças imediatas da desembocadu- r?, una vez que nas fotografias aéreas, as c r i s tas arenos?s presentes em sua s q e r - f i c i e apresentam-se bastante regulares (Fig. 14D). nica que consti tui estas camadas tenha sido movimentada, a pa r t i r da desembocadura, pela deriva l i torânea de sentido sul-norte que predomina na região.

No t ra je to entre as paradas 4 e 5 podera ser observado um interessante afloramento (ponto A, Fig. 8 ) , em que podan ser constatadas duas c r i s tas arenosas adja- centes e que apresentam granul_anetrias :ampletamene dis t intas . Enqtanto em uma predomina areia grossa, a outra e constituida basicamente por areia media a fina. Va- ria@es t ã o absurdas na granulanetria podem es ta r associadas a mudanças na com- petencia do r i o +quitinhofia, estando os sedimentos mais grosseiros relacionados possivelmente a epocas de cheia.

provavel que a materia orga-

4.2.5 - PARADA 5

Lo(=AL: Ilha arenosa associada ao canal do Peso

:mo ja' mencionado no ítem 2.4.6 deste roteiro, a linha da costa na p?rçZo da planicie costeira situada ao norte da desembocadura do r i o Jequitinhonha e carac- t.er$zada por uma sucessão de-ilhas arenosas, destacadas do continente por canais de mare, e cuja origem se deve a migração la te ra l de feições do tipo esporão. Nesta parada sera v i s t a a i l ha arenosa associada ao Canal do Peso (Fig. 14D). Neste pon- to, es ta i l ha alcança sua menor largura, tendo em vis ta a erosão que sofre pelas aguas daquele canal.

Nesta mesma parada poderão ainda ser observados os .manguezais, que na planície costeira do Jequitinhonha se instalam justamente nos locais protegidos da açao di- r e t a das ondas por es tas i lhas arenosas, ou nas antigas desembocaduras abandonadas pelo curso f luvial ,

. . . , . . . , .

223 t

F i g . 13 - Mecanismo de formação dos cordões litorâneos pela a t i vidade eglica (cordão-duna) ._ A - Obstaculos situados no pos- praia (vegetação ou cr i s ta do berma) provocam turbulencia 50 vento, diminuindo sua competen- cia e promovendo deposição de sedimentos. B - A vegetação cresce concomi- tantemente com o cordao-duna, ao temp? em que funciona :Omo um obstaculo para as particulas sedimentares mobilizadas pelo vento, provocando deposição. C - O avanço do berma com a prg gradaçã0 favorece o aparecimen- to de novos obstaculos que irão agora captar os sedimentos mobi lizados pelo vento, isolando o- cordão-duna anteriormente formado. D - A repetição do processo possibil i ta a criaçao de suces - sivos cordões-duna.

s i vos cordões-duna. 2.. - I

l 1

I

_------- 1

- - - - - - - -

I t

1. I . .

_ _ _ - - - - i - 1

I u --- -

I .

.i

4 .2 .6 - PARADA 6

LCCAL: Margem di re i ta do r io Jequitinhonha (em frente a i lha do França)

Aflora ceste barranco do r i o a porç50 mais interna do terraço marinho associado 'a terceira zona de progradação holocenica $o r io Jequitinhonha, cuja-constru------ ção iniciada em 2.500 anos B. P. prossegue ate OS dias atyais.

Este terraço, apesar de recorberto pelos sedimentos siltico-argilosos castanhos de dique marginal, comerva ain<a sua morfologia original (Fig, 15). Suas estruturas sedimentares t ípicas de depo_sitos de praia encontram-se bem preservadas, e são realçadas por intercalações de laminas de minerais pesados. As depressoes intercor- dÕes foram preenchidas por argilas cipza, plasticas, de planície de inundaçao, que se adelgaçam lateralmente em direçã0 as c r i s tas (Fig. 15). No contato entre es tas argilas e o terraço marinho subjacente normalmente ocozrem pequenas camadas de tur- f a de natureza de t r í t i ca , ou paleossolos altamente organicos, testemunhos de un antigo ambiente de pantano, que originalmente se instalou nzstas depressões (Fig. 15). Camadas ou lentes de turfa de natureza de t r í t i ca tambem são encontradas inclusas nos terraços marinhos (Fig. 35). Esta observação, associada ao fato de as cris- t3s arenosas pre_sentes na supe_rficie deste terrago apresentarem nas fotografias aereas caracterist icas morfologicas semelhantes aquelas que se for". nas vizinha- ças da desembocadura (cf. parada l), indicam ser esse local m a antiga foz ocupada pelo r i o Jequitinhonha.

dimentos de dique marginal e nas argilas que preenchem as depressões intercordões, forneceram as seguintes idades (Fig. 15):

Dataç& can C1'+ das camadas de turfa e de pedaços de madeira coletados nos se-

Bah 906 - 580 f 100 anos B. P. - dique marginal; B a h 905 - 610 f 100 anos B. P. - argi la cinza; B a h 811 - 2245 f 100 anos B. P. - contato argi la cinza/terraço marinho; B a h 907 - 2570 f 100 anos B. P. - t e r raço marinho. A amostra Bah 907, coletada na c r i s t a mais interna do te_rraço marinho, assinala

o in ic io da construção da terceira zona de progradaç50 holocenica do r io Jequiti- nhonha.

No t r a j e to entre as paradas 6 e 7 podem ser observados os barrancos síltico-argilosos de coloração castes do dique marginal do r i o Jequitinhonha, que apresen: tam neste trecho altura media de 3 metros. Na base <o dique marginal nomalmente e encontrada uma argi la cinza pläst ica , por vezes micacea e iiicluindo pequenas quantidades de areia fina a media. Tratam-se de argilas de planície de inundasao que preencheram a porsão central afogada da segunda zona de progradação holocenica do r io Jequitinhonha. Dataçã0 de um pedaço de madeira no ponto 13 (Fig. 8) forneceu uma idade de 1.700 i 100 anos B. P. (Bah 812) para essas argilas. O s sedimentos do dique marginal datados no ponto C (fig. 8) forneceram una idade de 1.070 f 100 =OS B. P. (Bah 908).

4.2.7 - PARADA 7

LOCAZ: Fazenda Monte Alegre @?argem di re i ta do r i o Jequitinhonha)

Nesse loca: poderá ser visto l-nn afloramento do terraço marinho holocênico mais antigo da plamcie costeira e queprovaveIm_nte constituiu ailha-barreira que se instalou na região por volta do maximo da ultima transgressão.

O afloramento (Fig. 16) apresenta una zona baixa preenchida por sedimentos síl- tico-_argilosos de digue marginal, que separa o terraço de un outro, t m b k de idade holocenica, situado a-jusante que, entretanto, não aflora memargm do r io . -Na base desses preenchimento-e mostrada m a camada de argi la de planicie de inundaçao, de natureza semelhante as encontradas e]3 paradas anteriores. Um pedaço de madeira CO- letada nesta argi la e datado com O metodo do C I 4 forneceu uma idade de 1.400 ì 100 anos B. P. (Bah 909). Prosseguindo 5 montante, se encontra o terraço marinh? ho- locênico, que alcança neste ponto ma al tura aproximada de 3,5 m acima do nivel do rio. Observe-se que devido a sua aj tura , sobre esse terraço-o $esenvolvimento do dique marginal do r io Jequitinhonha e apenas incipiente. Tmbem e interessante se comparar a al tura desse terraço cm aquela apresentada pelo terraço visitado na parada 6. Sua altura-acentuad? deve-se principalmente ao fa t? do mesmo t e r sido deposi tado durante o maxim0 da ul5ima tr_ansgressäo, quando o nivel do mar se posicionou a cerca de 5 m acima do nivelme_dio atual.

(cf. paradas 2 e 4). estratos cruzados de a l to angulo, foxmados provavelmente M . O te.n-aço marinho apresenta, alem de estruturas característ icas de face da praia

226

N N U

! 1

I I I

I

i

I

J U S A N T E t M O N T A N T - E

¡,öm

f 1,5m

I . . . . . . . . . . . . . . . . .

/ p r o -L . .= -Qn-v- -

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

. . . . . . . . . . . . . . . .

f 30-40m 3

151 - - DIQUE M A R G I N A L

A R GI L A C I N Z A (Planicie de Inunda$Ío) EI T E R R A F O M A R I N H O HOLOCÊNICO

'1-1 TURFA

Fig. 15 - Parada .6 - Representação esquemática do afloramento (ver Fig. 8). Os triãngulos negros indicam nesta e nas fi uras 16 e 18, o local da coleta de amostras de madeira datadas pelo método do CK4.

.

i

i i ' \

i i

i ;

f

il

I

FJ K 7 W

. . -

M O NT ANTE, JUSANTE 7

. - . - . - . - . . _ . _ . - . - . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

2 4 0 m

I I '

1

I

FI - - DIQUE MARGINAL T E R R A G O MARINHO HOLOCÊNICO'

Fig. 16 - Parada 7 - Representa$ã0 esquemática do afloramento (ver Fig. 8).

I

1 1

1 I , '

antepraia e estando associados a fenômenos t a i s caio a migração de barras. _Observa- se_ ainda q2e a base desse terraço apresenta uma cimentação incipiente por acidos hwnicos e oxido de ferro (cf. parada 92 lixiviados dos horizontes superiores.

nho una camada de argila cinz? p las t ica , depositada provavelmente na antiga zona lagunar instalada durante o maximo da Gltima transgressão, sob a proteSão deste terraço. Uma amostra de madeira coletada nesta argi la e datada can o metodo C1‘+ forneceu uma idade de 5.855 * 150 anos B. P. (Bah 910).

No extremo do ailormento s i t y d o a montante, aflora na base do terraGo mari-

4.2.8 - PARADA 8

Lo(=AL: Fazenda Monte Alegre

A turfeira de Monte Alegre estende-se por cerca de 10 lan ao su l da fazenda ho- mÔnima (Fig. 4D), apresentando largura média em torno de l Km. Esta turfeira , assim cano a de Lagos, Maroba5 e Ouricana, desenvolveu-se associada a uma antiga laguna que se instalou na planicie costeira durante o mikimo da ultima transgressão (cf. -

parada 7 ) .

tar um deposito de turfa de coloração castanho-escura a preta , de aspecto gel_atino- so, que apresenta uma espessura média de 2 m, podendo localmente alcançar a te 4 m (Fig. 17).

Foram calcul?.das para es ta tu r fe i ra reservas inferidas de turfa energética da ordem de 22 x 10% in ?atura, correspondentes a 2,s x 10% em base seca, cujos re- sultados de análises fisico_-químicas encont.ram-se apresentados na tabela 1.

Durante a excursão sera coletado no local y testemunho desta turfa para que os visi tantes possam melhor observar suas caracterist icas.

Perfur5çÕes efetuadas na zona lagunar da Fazenda Monte Alegre permitiram delimi-

4.2.9 - PARADA 9 .. LOCAL: Fazenda Usina

Pode ser observado nesta parada o terraço marinho_mais antigo presente na pla- n íc ie costeira. Trata-se do terraço de idade pl.eistocenica depositado na fase termi- ?al da penÜltima-transgressão (120.000 anos B. P.) e na regressão subselÜente_nm epoca em que o nivel do mar se_ posicionou entre 6 a 8 metros acima do nivel medio atual. D e fatoI esse terraço e bastante elevado alcançando uma al tura de cerca de 6 m acima do nivel do r i o (Fig. 18) , não sendo por este motivo recorberto por sedimentos do dique marginal. Pode-se constatar que nesse terraço não ?ais são encontradas estruturas sedimentares , destruidas pelos processos pedogeneticos atuantes desde a sua deposição (120.000 anos B. P.). A ba3e desse terraço apresenta-se endu- recida devido a impregnação de ácidos hh icos e oxido_ de fe r ro lixiviados dos horizontes superiores, constituindo o que em AGI (1972) e chamado de coffae rock. l? possível observar ainda nesse afloranento testemunhos da rede de drenagem que se instalou sobre aquele te_rraço durante a descida acentuada do nível de base que se seguiu ao, maxim0 da penultima transgressão. Essa rede de drenagem fo i invadida durante a ultima transgressão, encontrando-se atualmente peenchi-da, da base para o topo, com os seguintes sedimentos:

a) camada de turfa que, datada pelo método do €I’+, forneceu uma idade de 6.180 f 140 anos B. P. (Bah 814);

b) camada de argila cinza de planície de inundação com aproximadamente 1 m de espessura ;

c) sedimentos de dique marginal do r io Jequitinhonha. Um pedaço de madeira coletado no sedimento do dique marginal forneceu uma idade de 520 * 100 anos B. P. (Bah 815):

Prosseguindo ‘a montante (Fig. 18) aflora outro braço dessa rede de drenagem, preenchido com sedimentos castanhos shtico-argilozos do dique marginal. Na b?se cesse preenchimento aparecem argilas cinza de plamcie de inund_ação, relacionaveis as encontradas no preenchimento anterior e que, datadas pelo metodo do C1‘+ forneceram uma idade de 1.420 * 100 anos B. P. (Bah 911).

NO t ra je to entre as paradas 9 e 10 podem ser observados sedimentos de dique marginal do r i o Jequitinhonha, que alcançam nesse trecho 4 a 5 metros de altura. Na base do dique marginal são encontrados, em contato erosivo, restos do terraço marinho pleistocênico (ponto D) e do holocênico (ponto E). Uma amostra-de madeira coletada nesses sedimentos de dique marginal (ponto F) e datada pelo metodo do

229

N W O

19001'

i

15'56' 15045'

[--I SEDIMENTOS FLUVIAIS / - ALINHAMENTO COROÕES PLEISTOC~NICOS

i I l

/ 1-4 P f f N T A N o 4 ALINHAMENTO C O R D ~ E S HOLOCÊNICOS

i:::::] T E R R A ~ O M A R I N H O HOLOCÊMICO

TERRAGO M A R l N H O PLEISTOCÊNICO

.Ød FALÉSIA MORTA

' /

/3m ISÓPACA I

Fig. 17 - P a r a d a 8 - T u r f e i r a de Konte Alegre (ver F ig . 8). Mapa geolÓgico e de isõpacas.

JUSANTE - MONTANTE ___3

3d ISÓPACA "i..

' e

T E R R A ~ O M A R I N H O PLEISTOCÊNIGO . r f f ' 1

,

\E\ F O R M A ~ A O B A R R E I R A S

Fig. 17 - parada 8 - Turfeira de Monte Alegre (ver Pig. 8). Etapa g e u l ; y i c o d e isópacas.

I MONTANTE, JUSANTE c---

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1200m

. El DIQUE MARGINAL FI T E R ~ A ~ O MARINHO P L E I S T O C ~ I C O

E l ARGILA Clpl Z A \PlonÍcie de InundoqÕo) "COFFEE R O C K "

TURFA

1

Fig. 18 - Parada 9 - Representação esquemática do af loramento (ver P i g . 8)

i

f t

I 1 i

J

t

i i I 1

I 1

I

!

I i f

N w Iu

. . . .A. . . . . . . . . . . . . . . I 20m >

- . - . DIQUE M A R G I N A L . .............. .............. 1-1 .............. ARGILA CINZA

1-4 ARGILA CINZA(P!anicio do Inundacâo) 0 T E R R A ~ O M A R I N H O PLEISTOCÊNICO

lzzl T U R F A - DI SCOR DAN C I A

Fig. 19 - Parada 10 - Representasão esquengtica do afloranento (ver Fig. 8).

E ..

h,

c. O

I +d

C14, forneceu una ida.de de 1.040 i 100 anos B. P. (Bah 912). Pode ser ainda obser- vada ma i lha fluvial (ponto G ) , que oferece em seus barrancos m a bela exposição de estratos cruzados associados a esse t ipo de feiçao.

4.2.10 - P W A 10

LOCAL: Boca do Bu

Aflora no baranco do r i o Jequitinhonha un braço colmatado da rede de $renagem que dissecou os terraços marinhos pleistocênicos (cf. parada 9). Um furo a trado, realizado no local permitiu estabelecer a natureza do seu-preenchimento. Foram cons- tatada da base para o topo as seguinte: acumulações (Fig. 19):

vavelmente ao terraço myinho pleistocenico- (não aflorante) ; - areia ci.nza escura, granulação niedia, com restos orgkicos relacionados pro-

- argi la cinza, micacea, com restos organicos (não aflorante) ; - turfa castan$o-escura lenhosa; - 2edimentos si l t ico-argilosos , castanhos, de dique marginal. analises físico-químicas da camada de turfa acusaram teores de 32 a 359, de cinza,

correspondentes a um poder calorífico de 3.800 a 3.500 Kcal/Kg , respectivamente.

5 - OBSERVAÇOES E RECCMENDAÇUES

A viagem Salvador-Belmonte será f e i t a em Ônibus t ipo semi-leito, convencional , cm1 tempo de duração previsto en1 torno de 15 horas.

Em Belmonfe, onde estão previstos três pernoites, os excursionistas-ficarão hos- pedados nos hoteis Paraí20 e são Jorge, bastante modestos. Devido ao nmero redu- zido de vagas nesses hoteis, duas ou t r e s pessoas deverão ser acomodadas em um mesmo quarto. O s quartos não dispõem de Qanheiro privativo.

A parte terrestre da excursão sera f e i t a em onjbus, e a parte fluvial em uma embarcação a motor. Para a parte f$vial da excurs_ao recomenda-se a uti l izaçao de roupas leves e botas, e t e r disponive1 um impermeavel, visto que pancadas ocasio- nais de chuvas poderao implicar em algtmi desconforto para o excursionista: Chara fotográfica e bloco de anotações dever20 estar acondicionados em sacos plasticos.

propriamente d i tas , deverão ser ainda observados durante o t ra je to entre as mesmas alguns pontos devidamente mencionados no roteiro. Nestes pontos, o tempo de pema- nencia não devera ultrapassar a 5 minutos.

Por ocasião da ex5ursão deverã? ser distribuidos aos participantes cópia plas- t i f icada do mapa geologico da planicie costeira, onde estarao assinaladas as paradas a serem visitadas bem como os pontos a serem observados entre as mesmas.

O tempo previsto para cada parada e da ordem de 45 minutos. Além das paradas

6 - REFERENCIAS BIBtIOGk%XAS

ABRE!, S . F., 1973, Combust&eis fósseis. In: Recursos Minerais do Brasil, Edgar . Blucher , São Paulo, v. 2, p. 321-355.

AGI, 1972, Glossary of Geology, Margaret Gary e t a l i i (eds.) , Am. Geol. Inst . , Was- h ington , n. C., 805 p.

BACOCCOLI, G. ?. 1971, O s deltas marinhos hoZoce*nicos brasileiros: uma tentativa de classificaçao, Bol. Técn. P e t r o b r á s , 14 (1/2) : 5-38.

BIGARELLA, J. J. e ANDRADE, G. O. de, 196&, ConsideraçÕes sobre a estratigrafia dos sedimentos cenozÖicos em Pernambuco (Grupo B m e i r a s ) , Univ. Rec i fe , Arq. Inst . CiSn. Ter ra , 2: 2-14.

BITTENCOURT, A . C. S . P.; MARTIN, L; VILAS BOAS, G. S . e FLEXOR, J. M., 1979a, Qua- te rna ry marine formations o f the coast of the State of Bahia (Brazil). In: K . SU- G U I O e t a l i < (eds . ) , Proceedings of the 1978 I n t e r n a t i o n a l Symposium on Coas ta l Evolu t ion i n t h e Quaternary, São Paulo, p. 296-331.

Geotogia dos depósitos quatern&ios no ZitoraZ do Estado da Bahia. In: H. INDA (ed.), Geologia e Recursos Minerais do Estado da Bahia, CPEf/SME, v. 1, p . 1-21.

Dados prel_imimres sobre a molupÜo <o Delta do Rio Siio Fmnc4isco (SE-AL) durante o Quaternario: influ&&u das variaçoes 'do d o e l do mar. In: K. SUGLIIO e t a l i i (eds. ) , Atas do I V SimpÓsio do Quatern&io no Brasil, 1981, R i o d e J a n e i r o , p. 49-68.

BITTENCOURT, A. C. S . P.; VILAS BOAS, G. S . ; FLEXOR, J. M. e )ZARTIN, L., 1979b,

BITTENCOURT, A. C. S. P.; DOMINGUEZ, J. M. L.; MARTIN, L. e FERREIRA, Y. A, , 1982,

233

BITTENCOURT, A. C. S . P.; MARTSN, L.; DOMINGUEZ, J. M. L. e FERREIRA, Y. A., em pre-

BLOOM, A. A. L., 1977, A t l a s of sea level changes, I. G. C. P. P r o j e c t 61, 121 p. CALDOSSO, A. L. da ; COSTA, A. C. da; ANDRADE, D. A. de; MORAES, J. F. S . d e e MEN-

DES, V. A., 1981, P r o j e t o t u r f a do Nordes te Or ien ta l ; RelatÕfi.oFina1 d a Etapa I, Recife, CPRM.

CARVALHO, K. W. B. e GARRIDO, JI L. P., 1966, Reconhecimento geolÓgico da Bacia sedimentar Bahia S u l / E s p í r i t o Santo, PETROBR&/DEXPRO, R e l . 2496.

CEPLAB, 1979, Bacias Hidrográficas do Estado da Bahia. S é r i e Recursos Na tu ra i s , 1 - SEPLANTEC, 89 p.

CURRAY, J. R., Sediments and history of Holocene transgression, Continental Shelf, Northwest Gulf o f Mesico. In: F. P. SHEPARD e t a l i i (eds.) , Recent sed iments northwest Gulf of Mexico, Am. Assoc. P e t r o l . Geol., p. 221-266.

paraçao , Geologia do Quaternario do Estado de Sergips.

CURRAY, J. R., Late Quaternmy history, Continental shelves o f the United States. In: H. E. WIGHT Jr. e D. G. FREY (eds.) Xhe Quaternary of the United States, P. 723-736.

DAVIES, J. L., 1977, Geographical v a r i a t i o n i n coastal development. In: K. M. CLAY- TON (ed.), Geomorphology t e x t 4 , LONGMAN GROUP LTD., New York, 204 p.

DAVIS, Jr., R. A.; FOX, W. T.; HAYES, M. O. e BOOTHROM, J. C., 1972, Comparison of ri&e and runnel systems in t idal‘and non-tidai! enviroment, Journ. Sed. Petrol.,

DOMINGUEZ, J. M. L.; MARTIN, L. e BITTENCOURT, A. C. S. P., 1982, Evolzqão pateo- geográfica do Delta do Rio Jequitinhonha durante o &uater&rio: influência das variaçÕes do nivei! do mar. In: K. SUGUIO e t a l i i (eds . ) , A t a s do I V SimpÕsio do Quatern&io no Brasil, 1981, Rio d e J a n e i r o , p. 69-92.

DOMINGUEZ, J. M. L.; BITTENCOURT, A. C. S. P. e MARTIN, L., no p r e l o , Esquema evolu- t i v o d a s feições d e l t a i c a s da c o s t a lesre b r a s i l e i r a , Rev. Bras. Geoc.

IIOMINGUEZ, J. M. L.; em preparaçao , Influencia das variações do n h e t do mar duran- t e o, Guaternifrio na construção da planz’cie costeira do r i o Jequitinhonha. Disser- t a ç a o d e Mestrado.

Deposicionais das Bacias de Mueuri, Cumuruxatiba e Jequitinhonha, Anais d o XXVIII Congr. Bras. Geol., T o r t o Alegre , V. 1, p. 13-26.

Consolho Nacional de Geografia, .IBGE, Rio d e J a n e i r o , a!. 91-139.

H. INDA (ed.), Geologia e Recursos Minerais do Es tado d a Bahia, CPM/SME, v. 1, p.

V. 42, p. 413-421.

-

FISHER, W. L.; MORALES, R. G.; DELLA PIAZZA, H. e BROWN Jr., L. F. 1974, Sistemas

GALVAO, M. V. e NIMER, E., 1965, Geografia do Brasil, Grande Região Leste: Cl6Ia.

GEIIGNONE, J. I., 1979, Geologia dos sedimentos farnerozozcos do Estado du Bahia. In:

24-117. GOLDSMITH, V., 1973, Internal geometry an origin of vegetated coastal sand dunes,

GOLDSMITH, V., 1978, Coas t a l Dunes. In: R, A. Davis Jr. (ed.) , C o a s t a l Sedimentary

GOWEA, J. P. S . , 1970, Contribuição a‘ Geomorfologia do sul da Bahia: &ea dos bai-

HART, C. F., 1980, Geology abd PhysucaZ Geography os Brazil, F i e l d s , Osgood ti CO.,

HOYT, J. H., 1967, Barrier I s l a n d Formation, Geol. Soc.-Am. Bul l . , v. 78: 1125-1136. IPT ( I n s t i t u t o de Pesqu i sas Tecnológicas do Es tado d e Sao Pau lo ) , 1979, Estudo das

possibilidades de aproveitamento da turfa do Estado de São Paulo, R e l a t ó r i o Téc- n i c o 12.761, 1 9 1 p.

KRAFT, J. C., 1971, Sedimentary f a c i e s p a t t e r n s and g e o l o g i c h i s t o r y of a Holocene marine t r a n s g r e s s i o n , Geol. Soc. Am. Bul l . , V. 82, p. 2131-2158.

LIMA; R. C. da C.; COSTA, I. V. G. da; SILVA, J. F. d a e ROCHA, A. J, D., 1982, Pro- j e t o turfa na faGa costeira Bahia-Sergipe, R e l a t ó r i o In t eg rado , Sa lvador , CPRM.

MARTIN, L; FLEXOR, J. M.; VILAS BOAS, G. s.; BITTENCOURT, A. c. s. P. e GUIMARÃES, M. M. M., 1?79a, Cozjrbe de variation du niveau re’latif de la ?er au cours de8 7.000 dernieres annees su un secteur vador-Bahia). In: K. SUGUIO e t a l i i (eds.) , Proceedings of t h e 1978 I n t e r n a t i o n a l Symposium on Coastal Evolu t ion i n t h e Quaternary, São Paulo , p. 264-274.

(São Paulo) e t Bava de Gumatinfa (Rio de Janeiro). In.: K. SUGUIO e t a l i i ( e d s . 1 P roceed ings of t h e 1978 International Symposium on C o a s t a l Evo lu t ion i n the Qua- t e r n a r y , Sao Paulo, p. 296-331.

MARTIN, L; BITTENCOURT, A. C. S . P.; VILAS BOAS, G. S. e FLEXOR, J. li . , 1980a, Ma- pa GeoZ6gico do Quaterraki0 Costeiro do Estado da Bahia (escala 1:250.000). Texto E x p l i c a t i v o , SME/CPM, Salvador, 60 p.

MARTIN, L; SUGUIO, K.; FLEXOR, J. M.; BITTENCOURT, A. C. S . P. e VIL4S BOAS, G. s., 1980b, Le Qua te rna i r e Marin Brésilien ( l i t t o r a l Géol., 11 (1):95-124.

MARTIN, L; BITTENCOURT, A. C. S. P. e VILAS BOAS, G. S . , 1982, P2vhe.ira oforre^mia de corais pleistoc&icos na costa brasileira - Dataçã0 do m&&o da Penultha transgressão, Rev. C iênc ia s d a Te r ra , nP 3, p. 16-17.

Journ. Sed. P e t r o l . , V. 43, p. 1128.1143.

Environments, Sp r inge r Verlag, New York, p. 172-235.

xos~cursos dos rios Pardo e Jequitinhonha, Not. Geomorfol. lO(20): 13-20.

Boston, USA, 620 p.

homogene du l i t t o ra l bresiZien (nord de Sal-

MARTIN, L.; SUGUIO, K. e FLEXOR, J. If., 1979b, Le Quaternaire marin entre

234

HICKELSEN, blems, Wa

SHEPARD, F. Co., New !

SUGUIO, K. t

Paulo and Symposium

SUGUIO, K., past 6.006 MORNER (ed

(ES) durati G U I O e t a l J a n e i r o , p

SUSZCZYNSKY.

SUGUIO, K.;

(Monograf i TIBBETS, T.

native em: m S C 0 , 1971

i n h i d r o h VILAS BOAS,

leogeograpl ha l f of thl Proceeding: t e r n a r y , Sí

VILAS BOAS, [

p leistoe& ticas, Rev.

prou&wia c h a i s do W

U M A N , S. A Geologic Se

VILLWOCK, J.

1

A., em pre-

, 1 2 1 p. de e MEH- Etapa I,

, Bacia se-

: u ra l s , '1 - L+ ;al; Shelf, impnts nor-

i States. itates, p.

K. M. CL.Y-

nparison of d. Petrol.,

ão paleo- ncia das mpósio do

quema evolu-

) m a r durm- ha. Disser-

, Sistemas

be: Clima.

- & .

is do xx7TIII

MICKELSEN, D. P., 1976, Peat. In: U. S . A. Bureau of Mines, Mineral f a c t s and pro- blems, Washington, p. 769.780.

SHEPARD, F. p. e WANLESS, H. R., 1971, Our changing coastlines, M c G r a w - H i l l Book Co., New York, 579 p.

SUGUIO, K. e MARTIN, L., 1978, Quaternary marine formations of the State of São PauZo and Southern Rio de Janeiro, S p e c i a l p u b l i c a t i o n n9 1, 1978 I n t e r n a t i o n a l Symposium on C o a s t a l Evolu t ion i n t h e Quar te rnary , 55 p.

SUGUIO, K., MARTIN, L. e FLEXOR, J. M., 1980, Sea-level fluctuations during tha past 6.000 years along the coast of the State os Sä0 Paulo, Brazil. In: N. A. MORNER (ed.) , E a r t h Rheology, I s o s t a s y and Eus tasy , John Wil ley and Sons: 471-486.

SUGUIO, K.; MARTIN, L. e DOMINGUEZ, J. M. L., 1982, EvoZuç& do de l ta do R i o Doce (ES) durante o &uate&io: XnfZu&cia das flutuaçÕes do n<vel do mar. In : K. SU- GUIO e t a l i i (eds . ) , Atas do I V SimpÓsio do Quaternãr io no Brasil, 1981, Rio d e J a n e i r o , p. 93-116.

SUSZCZYNSKY, E. F., 1980, Turfa, o novo combust&eZ racional. Rio de J a n e i r o , CPRM (Monografia 1. S é r i e d a Turfa 1) , 59 p.

TIBBETS. T. E. e FRASER, J. A . , 1978, The u t i l i za t ion of Canadian peae as an al ter- native energy, C.I.M. Buzzetin, p . 207-lZz.

UNESCO, 1971, Discharge of selected r ivers of the uorld - Series Studies and reports i n hidrology, 194 - P a r i s , v . 2, p. 92-93.

VILAS BOAS, G. S.; MARTIN, L.; BITTENCOURT, A. C. S . P. e PLEXOR, J. M., 1979, PEI- l eogeographic and p a l e o c l i m a t i c e v o l u t i o n d u r i n g t h e Quaternary i n t h e Nor thern h a l f of t h e c o a s t of t h e S t a t e of Bahia, B r a z i l . In: K. SUGUIO e t a l i i i e d s . ) , Proceeding? of t h e 1978 I n t e r n a t i o n a l Symposium on c o a s t a l Evolu t ion i n t h e Qua- t e r n a r y , Sao Paulo, p. 254-263.

VILAS BOASZ G. S . ; BITTENCOURT, A. C. S. P. e MARTIN, L., no prEio , Leques aluvia_is pleistocsnicos da região costeira do Estado da Buhia - Consequencias paZeocZ6na- t icas , Rev. Ciências da Terra.

VILLWOCK, J. A.; DEHNHARDT, E. A., LOSS, E. L. e HOFMEISTER, T., 1980, Turfas da provz'ncia costeira do Rio Grande do S u l - Geologia do depósito de Anais do XXXI Congr. Eras. Geol., v . 1, p. 500-512.

Geologic S e r i e s , B u l l e t i n , 55 p.

Cla~'as,

WAKSMAN, S . A . , 1942, The peats of New Jersey and the ir u t i l i za t ion , New J e r s e y ,

..

lag Bahia. In : !íE, v. 1, p.

z d duris,

Sedimentary

rea dos bai- -20. good & Co.,

'8: 1125-1136. Estudo das

.a tÕrio Téc-

i a Holocene

I., 1982, Pro- rador, CPRM. 2 GUIEWLXES, ?ours des

I n t e r n a t i o n a l 274. t r e C a m % e t a l i i (eds.)

i n the Qua-

, 1980a, Ida- '0.bdo). Texto

(nord de Sal-

n

c

; BÔAS, G. S . , I. < * *a oc_orrZncia Psnultùiliz

235

l

i d.

w-

Y

BOLETIM NF3 ROTEIRO DAS EXCURSdES

Roteiro de excursao geologica a planicie costeira do rio...

Documents

Transcript of Roteiro de excursao geologica a planicie costeira do rio...