Influência Da Fisiografia Da Margem Continental Do Rn Na Circulação De Correntes De Contorno Oeste

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

INFLUÊNCIA DA FISIOGRAFIA DA MARGEM CONTINENTAL DO RN NA CIRCULAÇÃO DE CORRENTES DE CONTORNO OESTE

Autora: Úrsula Martin Damasceno

Orientador: Prof. Dr. Moab Praxedes Gomes Co-Orientador: Prof. Dr. Márcio Machado Cintra

Dissertação nº: 247

Natal-RN Fevereiro de 2020

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

ÚRSULA MARTIN DAMASCENO

INFLUÊNCIA DA FISIOGRAFIA DA MARGEM CONTINENTAL DO RN NA CIRCULAÇÃO DE CORRENTES DE CONTORNO OESTE

Dissertação N°.247/PPGG apresentada no dia 27 de fevereiro de 2020 ao Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica, PPGG, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como requisito à obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração em Geodinâmica.

Orientador: Prof. Dr. Moab Praxedes Gomes Co-Orientador: Prof. Dr. Marcio Machado Cintra

Natal-RN, Fevereiro de 2020

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

INFLUÊNCIA DA FISIOGRAFIA DA MARGEM CONTINENTAL DO RN NA CIRCULAÇÃO DE CORRENTES DE CONTORNO OESTE

ÚRSULA MARTIN DAMASCENO

COMISSÃO EXAMINADORA: Moab Praxedes Gomes PPGG/UFRN Marcio Machado Cintra DCAC/UFRN David Mendes DCAC/UFRN Marcus André Silva (UFPE)

Natal-RN Fevereiro de 2020

Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET

Damasceno, Úrsula Martin. Influência da fisiografia da margem continental do RN na circulação de correntes de contorno oeste / Úrsula Martin Damasceno. - 2020. 79f.: il.

Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós- Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Natal, 2020. Orientador: Moab Praxedes Gomes. Coorientador: Márcio Machado Cintra.

1. Geodinâmica - Dissertação. 2. Talude continental - Dissertação. 3. Margem equatorial - Dissertação. 4. Correntes de contorno oeste - Dissertação. 5. Vórtices - Dissertação. I. Gomes, Moab Praxedes. II. Cintra, Márcio Machado. III. Título.

RN/UF/CCET CDU 551.2/.3

Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324

DEDICATÓRIA A todo ser humano corajoso e curioso que busca compreender a natureza ao seu redor.

“O mistério não é um muro onde a inteligência esbarra, mas um oceano onde ela mergulha.” Gustav Thibon

“Sempre permaneça aventureiro. Por nenhum momento se esqueça de que a vida pertence aos que investigam. Ela não pertence ao estático; Ela pertence ao que flui. Nunca se torne um reservatório, sempre permaneça um rio.” Osho

Resumo

As correntes de contorno oeste (CCOs) contribuem para a circulação oceânica e o clima global e produzem impacto local ao longo de suas interações com as margens continentais. Este estudo analisa a resposta da interação entre as CCOs e a Margem Equatorial Atlântica Sudoeste, particularmente do Rio Grande do Norte (RN), com base na fisiografia da margem, medidas de correntes in situ e uma simulação numérica utilizando o modelo CROCO. Os dados de relevo batimétrico foram modelados em ambiente GIS e integrados à simulação das correntes utilizando rotinas computacionais, posteriormente validados com os dados de S4 in situ da plataforma setentrional. A margem do RN fornece caminho para as CCOs ao longo da borda de suas plataformas leste e norte, que são estreitas (até 40 km da costa) e com talude de alto gradiente topográfico (1:11), separadas pelo Alto de Touros com baixo gradiente topográfico cuja extensão da plataforma chega a 80 km na direção offshore. Os resultados mostram a interação da Subcorrente Norte do Brasil (SNB) com a fisiografia da margem setentrional do RN produzindo uma região de recirculação das correntes devido ao cisalhamento de velocidades. Feições de vórtices e meandros são evidentes em fevereiro e agosto, sendo os meandros predominantes neste último mês possivelmente devido ao aumento da intensidade dos ventos em direção a oeste. A posição do núcleo mais acelerado da SBN (>1.0 m.s-¹) coincide com a região do talude superior do Alto de Touros em ambos os meses, configurando a interação da margem com a SBN. As correntes na região do talude setentrional apresentam a menor velocidade da área de estudo (~0.1 m.s-¹) devido à mudança de direção da margem de N-S para E-O. Esse contraste resulta no cisalhamento de velocidade com a formação de vórtices. A diminuição do gradiente topográfico do talude superior do Alto de Touros, a mudança da direção da borda da plataforma e a intensidade dos ventos resultam na formação dessas feições em escala regional. A presença desses eventos oceânicos próximos a borda da plataforma norte do RN pode explicar diferenciações ecológicas e de sedimentação no Holoceno entre as margens Leste e Norte.

Palavras-chave: talude continental; margem Equatorial; correntes de contorno oeste; vórtices.

Abstract

Western boundary currents (WBC) affect the global ocean circulation, climate, and produce localized impact along their interactions with margins of ocean basins. This study analyses the response of WBCs over the interactions with corn of southwest Atlantic Equatorial Margin, particularly in the North and East sectors of Rio Grande do Norte (RN) on northeastern Brazil, based on geomorphological bathymetric characterization of the margin, in situ currents measurements on Northern shelf, and ocean currents simulation using the CROCO model. The RN margin provides a critical pathway to the WBC along the East and North sectors which are narrow and retracted shelf (up to 40 km offshore), and steep upper continental slopes (1:11), separated by the Touros High with low topographic gradient whose shelf length reaches 80 km in the offshore direction. The results indicate that the interaction of the Northern Brazilian Undercurrent (NBUC) with the RN northern margin physiography produces a recirculating current region due to velocity shear. Eddies and meanders are evident in February and August, with meander predominance in the latter month due to increased wind intensity eastward. The accelerated core position of NBUC (> 1.0 m.s-¹) coincided with the upper slope region of Touros High in both months, confirming the interaction of the margin with the NBUC. In addition, the northern slope region showed the lowest velocity of the study area (~ 0.1m.s-¹) due to the change of direction from the N-S to E- W margin. This contrast resulted in the velocity shear that caused the vortices. Thus, the lower topographic gradient of the upper slope of the Touros High, the change of shelf direction and the intensity of the winds resulted in the formation of these features on a regional scale. The presence of these oceanic events near the northern shelf slope could explain the ecological and sedimentation differences in the Holocene between the eastern and northern shelves.

Keywords: continental slope; equatorial margin; western boundary currents; eddies.

AGRADECIMENTOS

Ao Projeto CAPES Ciências do Mar II nº 23038.004320/2014-11 (Processos oceanográficos na quebra da plataforma continental do nordeste brasileiro: fundamentos científicos para o planejamento espacial marinho) pelos recursos necessários ao desenvolvimento da pesquisa. A todos os professores que participaram da minha formação, no DGEO e DGEF. À UFRN por permitir minha qualificação profissional durante todos esses anos. Em especial ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica – PPGG/UFRN que me permitiu realizar este mestrado. Em especial, ao meu professor e orientador Moab Praxedes por sua calma e empatia ao me orientar, sempre disponível para ajudar sanando dúvidas e compartilhando conhecimento. Você acreditou no meu potencial quando, às vezes, nem eu mesma acreditava. Seu incentivo foi essencial na minha jornada acadêmica e para eu chegar onde estou. Sou extremamente grata de tê-lo como meu orientador todos esses anos! Ao meu professor e co-orientador Márcio Cintra, por sua enorme paciência e também empatia durante sua orientação, sempre acessível para sanar qualquer dúvida, por mais simples e trivial que parecesse. Você foi um guia essencial nessa área completamente nova para mim que é a oceanografia e me ajudou a ver a linguagem de programação com outros olhos. Muito obrigada por todo o incentivo! À toda equipe do Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental (GGEMMA). Em especial à professora Dra. Helenice Vital por ceder o espaço e a infraestrutura para que eu pudesse realizar meus trabalhos. Ao Junior, por todo suporte técnico; ao André, João Paulo, Gerard e Gagau pelas dicas e ajudas com o meu trabalho; à professora Patrícia por todo incentivo dado. Aos meus pais Angelina e Elder, pela educação, amor e suporte que me deram em todas as etapas da minha vida. Ao meu irmão, por todas conversas reflexivas que tivemos nas madrugadas e que me ajudaram a clarear minha mente. Serei eternamente grata a vocês! Às minhas amigas geofísicas Carla, Flávia e Dani, que foram guerreiras junto comigo durante todas as etapas do mestrado. Muito obrigada por todo o apoio, vocês também foram essenciais nessa minha jornada!

iii

Aos meus amigos e segunda família que a vida me deu desde a época do colégio: Bianca, Iohara, Pedro, Rodrigo e Samile, Por toda a irmandade e os momentos que ficarão eternamente marcados em minhas lembranças. Muita gratidão a todos vocês! Ao meu amigo físico Yuri, por todos esses anos de amizade desde a graduação, com conversas de assuntos mais aleatórios que existem e também me incentivando e apoiando na vida pessoal e acadêmica. Agradeço também a minha amiga geofísica Rayla que acompanhou meu desenvolvimento desde os primórdios da graduação. Fico feliz de nossa amizade nunca ter mudado apesar de seguirmos áreas acadêmicas diferentes. Muito obrigada por todo apoio até hoje! Agradeço, em especial, a minha psicóloga por me ajudar nessa aventura que é a jornada do autoconhecimento. Exercendo enorme contribuição para minha evolução pessoal e emocional por todos esses anos, me ajudando a ter uma nova visão sobre o mundo e dessa forma me possibilitando conseguir alçar voos maiores. Profunda gratidão à Mãe Terra Gaia, solo sagrado que nos acolhe e nos dá as condições ideais de existir como seres vivos. Gratidão essa que me levou a estudar suas diferentes estruturas (desde as rochas até os oceanos) e admirá-la mais e mais a cada dia que passa. E, por fim, a todos que direta ou indiretamente contribuíram para a realização deste trabalho.

LISTA DE ILUSTRAÇÕES Fig. 1 - Mapa da área de estudo mostrando os setores setentrional e oriental da plataforma contiental do RN separados pela plataforma do Alto de Touros, com a borda da plataforma ocorrendo a isóbata batimétrica de 70 m...... 13

Fig. 2 - Imagem de LANDSAT ETM + dos setores oriental e setentrional do estado do Rio Grande do Norte mostrando diferentes formas de leitos (Vital et al.2010b)...... 17

Fig. 3 - Perfil batimétrico (A-B e B-C) com um esquema de localização de recifes na plataforma continental externa do setor setentrional. As setas nos mapas indicam os principais alinhamentos dos recifes (L1, L2 e L3). As curvas de nível do mar são mostradas para correlação de profundidade-idade dos recifes. MWP = Meltwater (modificado da compilação de Bird et al. 2010; Abdul et al. 2016 por Nascimento Silva et al. 2018) ...... 19

Fig. 4 - A) Mapa batimétrico dos cânions submarinos no talude, cuja orientação é principalmente perpendicular à quebra da plataforma, embora ocorra mudanças na direção do cânion Areia Branca. B) Perfis longitudinais de profundidade(dAB 1 e dAB2 = distributári distributários do cânion Areia Branca; CAB= Cânion Areia Branca; CGR = Cânion Grossos; CMO = Cânion Mossoró; CAP = Cânion Apodi; IRE = Incisão Redonda; CPME = Cânion Ponta do Mel; IRO = Incisão Rosado; CPMA = Cânion Porto do Mangue; CMA = Cânion Macau ; CAÇ = Cânion Açu; dAÇ = Distributário Açu) (Modificado de Almeida et al. 2015). 20

Fig. 5 - Escala temporal e espacial vertical da variação do nível do mar. Supramaré (a), frequência de maré (b) e submaré ou baixa frequência (c,d) (Modificado de Miranda et al. 2002)...... 22

Fig. 6 - Desenho esquemático da dinâmica das CCOs na área estudada. (A) bifurcação da CSEs. CB – Corrente do Brasil; SNB – Subcorrente Norte do Brasil; CNB – Corrente Norte do Brasil; (B) Circulação na região do RN mostrando a contracorrente equatorial sul (CCSE), Corrente Sul Equatorial Central (CSEc), a subcorrente sul equatorial (SCSE)(Baseado em Goes et al. (2005), Stramma e Schott (1999) e Schott et al. (1998))...... 24

Fig. 7 - Esquema da definição de meandro e vórtice (Calado 2006)...... 26

Fig. 8 - Esquema da estrutura dos vórtices ciclônico e anticiclônico para o hemisfério sul (modificado de Callbeck et al. 2017)...... 27

Fig. 9 - Diagrama esquemático mostrando a relação entre a vorticidade relativa (Vr) e o cisalhamento de velocidade referente ao Hemisfério Sul (modificado de Pond & Pickard, 2013)...... 28

Fig. 10 - Estrutura de fluxo médio de uma bolha de separação laminar resultado da diferença de pressão (modificado de Horton, 1968)...... 29

Fig. 11 - Vórtice Potiguar com os eixos maior e menor representados pelas linhas vermelhas (modificado de Krelling 2014)...... 30

Fig. 12 - Esquema da dinâmica do processo de ressurgência. Os ventos alísios do sudeste provocam o deslocamento horizontal da massa de água superficial, possibilitando a ressurgência de águas mais profundas. A maior parte da água ressurgida vem da área acima da subcorrente equatorial (Modificado de Garrison 2009)...... 31

Fig. 13 - Gráficos de velocidade e direção corrigida antes e depois de serem filtrados no programa Oasis Montaj referente a Jul/2017. O eixo Y corresponde à velocidade (em cm/s) e direção(°) e o eixo X correspondendo ao tempo de registro...... 36

Fig. 14 - Modelo de circulação atual utilizado para analisar a influência da geomorfologia na circulação regional (modificada Cintra et al. 2015). Em (A) escala oceânica das correntes que chegam no nordeste brasileiro, sendo possível observar as componentes norte e central da SEC. O retângulo azul representa o limite espacial mostrado em Fig. 9B. Em (B) escala regional abrangendo o RN, uma parte do Ceará e da Paraíba, mostrando a SEC central chegando na margem do RN. O retângulo azul representa o limite espacial da fig. 4 e 5 do cap. 05...... 39

Fig. 15 - Interface do programa usado para as análises horizontais e verticais...... 40

Fig. 16 - Seção de velocidade obtida manualmente através da opção “Vertical Section” na interface do CROCO...... 40

Fig. 1* -Schematic draw of WBC dynamics in the study area. (A) Bifurcation of SECs resulting in BC, NBUC, and NBC; (B)Regional currents Circulation near RN state. The lines shown are the South Equatorial Countercurrent (SECC), central branch of the South Equatorial Current (SECc), South Equatorial Undercurrent (SEUC), North Brazil Undercurrent (NBUC) and North Brazil Current (NBC). Based on Schott et al. (1998), Stramma and Schott (1999) and Goes et al. (2005)………………...... 46

Fig. 2* - Bathymetric map of the Rio Grande do Norte continental margin. The lines shown in Orange are the bathymetric profiles (P1, P2, P3, P4, P5, P6). E.S - eastern sector, and NS - Northern Sector. TH - Touros High...... 46

Fig. 3* - Current circulation model used to analyze the influence of geomorphology on regional circulation (modified from Cintra et al. 2015). In (A) oceanic scale of the currents that arrive in the Brazilian northeast, being possible to observe the north and central components of the SEC. At (B) regional scale encompassing the RN state showing the central SEC reaching the RN margin...... 48

Fig. 4* - Bathymetric profiles in: Eastern Sector (P1), Touros High region (P2, P3, P4) and Northern Sector (P5 and P6). Note that P2 and P3 have a shallow (<1000 m) and almost horizontal step between upper and lower continental slope...... 50

Fig. 5*- The numerical models of boundary currents with the mean speed in (A) February - isobath of 30 m, (B) February – isobath of 70 m, (C) August - isobath of 30 m, (D) August- isobath of 70 m. The NBUC cell is notable in the regions with higher values of speed...... 52

Fig. 6* - The numerical models of boundary currents with the relative vorticity represented in the color scale (s-¹) (A) February - isobath of 30 m, (B) February – isobath of 70 m, (C) August - isobath of 30m, (D) August- isobath of 70 m. Note the higher values of relative vorticity near the shelf break zone...... 52

Fig. 7* - Velocity Vertical Sections (over bathymetric profiles) corresponding to February, in m.s^(-1). (A) P1 in the eastern sector showing the NBUC core in red near the slope; (B), (C) and (D) correspond to P2, P3, and P4 in Touros High region. Note the approach of NBUC core to outer shelf and slope. (E) and (F) correspond to northern bathymetric profiles (P5 and P6) showing the displacement of the NBUC core to offshore...... 53

*Ilustrações do artigo “The role of the northeastern Brazilian margin physiography and the western boundary currents on the formation of local eddies and jets” apresentado no capítulo 05.

Fig. 8* - Velocity Vertical Sections (over bathymetric profiles) corresponding to August, in m.s^(-1). (A) P1 in the eastern sector showing the NBUC core in red near the slope; (B), (C) and (D) correspond to P2, P3, and P4 in Touros High region. Note the displacement of the NBUC core onto the continental shelf and slope ; (E) and (F) correspond to northern bathymetric profiles (P5 and P6) showing the displacement of the NBUC core to offshore ...... 55

Fig. 9* - Schematic diagram showing the hydrodynamics circulation associated with margin physiography and geomorphologic features (based on Almeida et al. (2015) and Nascimento Silva et al. (2018)) on the outer shelf. NBUC – North Brazil Under Current; E.S – Eastern Sector; N.S – Northern Sector; PE – Potiguar Eddy………………………………………………………………………………56

*Ilustrações do artigo “The role of the northeastern Brazilian margin physiography and the western boundary currents on the formation of local eddies and jets” apresentado no capítulo 05.

SUMÁRIO

RESUMO ...... i ABSTRACT ...... ii AGRADECIMENTOS ...... iii Capítulo 1 - Introdução 1.1 Apresentação e Objetivos ...... 11

Capítulo 2 - Geologia Regional 2.1 Contexto Geológico ...... 15 2.2 Geomorfologia e Sedimentologia ...... 17

Capítulo 3 - Fundamentação Teórica 3.1 Introdução ...... 22 3.2 Processos Físicos na Plataforma do RN ...... 23 3.3 Correntes de Contorno Oeste ...... 24 3.4 Vórtices e Meandros ...... 26 3.4.1 Escoamento Vorticial ...... 29 3.4.2 Vórtice Potiguar ...... 30 3.5 Zonas de Ressurgência ...... 30 3.6 Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) ...... 31 3.6.1 Clima e Ventos na Plataforma do RN ...... 32

Capítulo 4. Metodologia 4.1 Base de dados ...... 34 4.2 Dados de corrente ...... 34 4.2.1 Processamento de dados de corrente ...... 35 4.3 Dados batimétricos ...... 37 4.3.1 Método de Krigagem Ordinária ...... 38 4.4 Simulação Numérica ...... 38

Capítulo 5. Resultados e Discussões The Role of the Northeastern Brazilian Margin Physiography and the Western Boundary Currents on the Formation of Local Eddies and Jets ...... 42

Capítulo 6. Considerações Finais 6.1 Conclusões ...... 68

Capítulo 7. Referências Bibliográficas Referências ...... 71

Capítulo 1 – Introdução

1.1 Apresentação e Objetivos

As zonas externas de plataformas continentais são palco de diversos fenômenos controlados pela hidrodinâmica e sedimentação que afetam o desenvolvimento de ambientes bentônicos, como recifes de corais, e a acumulação de recursos naturais (Muehe e Garcez 2005; Souza Filho 2005; Lacerda e Marins 2006). Os estudos da dinâmica plataformal em relação às correntes marinhas, salinidade e temperatura contribuem para a compreensão do padrão de dispersão de massas d’água e possíveis vulnerabilidades ambientais (Hazin et al. 2008). O estudo de parâmetros como velocidade das correntes, podem revelar as condições de transporte dos sedimentos e suprimento de nutrientes para os ecossistemas presentes na área (Veiga et al. 2003; Bensi 2006; Rennie et al. 2009; Soares 2012; Oliveira et al. 2016; Bargain et al. 2018). A fisiografia das margens continentais e suas morfologias de plataforma, tais como vales incisos, campos de recifes, cânions e bancos de areia, são possíveis controladores da circulação de correntes oceânicas em diversas regiões do mundo. Franco-Fraguas et al. (2014) mostraram que a margem adjacente ao Uruguai exercia principal controle nos padrões de circulação da Corrente do Brasil e Malvinas, afetando os processos de sedimentação existente neste local. Na plataforma continental do sudeste da África, a corrente de Agulhas é o fator mais importante no controle da dispersão sedimentar nessa área, e seu padrão de circulação também é controlado pela fisiografia da margem, particularmente influenciada pela plataforma extremamente estreita (Flemming 1981). Além disso, Tamura et al. (2007) observaram que os recifes de corais também interagem com a atual hidrodinâmica da plataforma continental do Japão controlada pelas forçantes de maré. As feições oceânicas resultantes dessas interações entre correntes e geomorfologia/fisiografia, como vórtices e meandros, são importantes para controlar o transporte de calor, sal e compostos químicos, contribuindo para a expansão das concentrações de clorofila em áreas de ressurgência e deslocamento de animais marinhos (e.g Zhai et al. 2004; Cotté et al. 2007; Moore et al. 2007). Rennie et al (2009) mostraram a importância dos cânions no controle circulação de correntes na Austrália Ocidental, resultando na formação de vórtices, ressurgência e subsidência de água dentro dessas feições geomorfológicas. Enquanto no Golfo do México, por exemplo, a relação entre o gradiente topográfico e a fisiografia da margem resulta na formação de Corrente de Loop e anel, e vórtices isolados (Leipper 1970; Vidal et al. 1992; Hamilton et al. 1999; Welsh

& Inoue 2000; Oey et al. 2005) que são importantes para criar uma configuração hidrodinâmica ideal para a existência de alta diversidade de peixes larvais nesta região (Richards et al. 1993). Atualmente os principais meios pelos quais se estuda a geologia e hidrodinâmica da plataforma continental são: imagens de satélites, métodos hidroacústicos debatimetria, sonografia, sísmica rasa, por amostragem de sedimentos, por correntômetros e sensores paramétricos. Além disso, também é possível simular processos hidrodinâmicos através da utilização de modelos hidrodinâmicos tridimensionais. Entre os modelos oceânicos mais conhecidos se destacam o DELFT3D e o CROCO (Coastal and Regional Ocean Community model) sendo validados com dados medidos in situ. Apesar da importância desse complexo cenário geomorfológico, biológico e hidrológico na zona de quebra de plataforma, ainda é pouco conhecido o processo dinâmico que envolve interações entre Correntes de Contorno Oeste (CCOs) e a borda da plataforma continental ao redor do globo. No Rio Grande do Norte (RN), a região da plataforma externa e talude compreende um ambiente rico em diversidade geológica e biológica (recifes, cânions, dunas, mistura siliciclástica e carbonática de sedimentos) (Gomes et al. 2014, 2015; Almeida et al. 2015; Nascimento Silva et al. 2018), e embora haja vários estudos na plataforma setentrional do Rio Grande do Norte (RN) (Vital et al. 2006; Vital et al. 2008; Gomes e Vital 2010; Vital et al. 2010b) pouca atenção tem sido dada aos processos físicos e suas interações com processos sedimentares e biológicos nesta região na região de borda da plataforma. Sendo assim, este trabalho tem como principais objetivos: 1) Compreender a dinâmica das correntes e sua interação com a plataforma externa e talude de toda a extensão do Rio Grande do Norte (Fig. 1); 2) Analisar o padrão de distribuição de variáveis físico-oceanográficas e da circulação de correntes nesta área de estudo. Para isso, serão utilizados dados modelos batimétricos do RN e simulação numérica da circulação hidrodinâmica regional usando CROCO (Coastal and Regional Ocean Community model), validados com dados in situ coletados com um correntógrafo (S4 InterOcean).

Fig. 1 - Mapa da área de estudo mostrando os setores setentrional e oriental da plataforma continental do RN separados pela plataforma do Alto de Touros, com a borda da plataforma ocorrendo a isóbata batimétrica de 70 m.

Capítulo 2 – Geologia Regional

2.1 Contexto Geológico

A plataforma tropical brasileira (onde a área de estudo está inserida) é classificada como uma margem passiva, cuja origem foi marcada pelo início do rifteamento entre placas africana e sul-americana, e pelos posteriores processos geodinâmicos provenientes da deriva continental associada à abertura do oceano Atlântico (de Castro et al. 2012). O rifteamento de Godwana, no Cretáceo Superior, iniciou-se na margem deste supercontinente, progredindo de sul para norte na parte sul do Atlântico Sul, e de Oeste para Leste na parte do Atlântico Equatorial (Matos 1992). A geometria do limite litosférico entre as margens Sul-Americana e Africana foi controlada pelo arranjo de falhas transformantes, as quais forneceram condições ideais para o desenvolvimento de grandes segmentos transformantes no atlântico equatorial causado pelo movimento oblíquo e divergente das placas (Matos 2000). A porção oriental da plataforma tropical (de Abrolhos ao Alto de Touros) é marcada por domínio predominantemente extensional, onde durante a fase rift houve um padrão estrutural de falhas normais. Enquanto a parte do setor equatorial da área de estudo está inserida no domínio transcorrente, com padrão de falhas oblíquas de alto ângulo que controlaram o rifteamento, e resultaram no desenvolvimento de grandes zonas de fraturas paralelas à costa (Burk & Drake 1974; Matos 2000). A área de estudo deste trabalho abrange a região submersa de duas bacias sedimentares: a Bacia Potiguar, cuja área é de aproximadamente 48.000 km², sendo 21.500 km² emersa e 26.500 km² submersa (Pessoa Neto et al. 2007) e a Bacia Pernambuco-Paraíba, com mais de 200.000 km² (Batista et al. 2019). A Bacia Potiguar, junto com a de Pernambuco-Paraíba, Recôncavo-Tucano, Jatobá, Sergipe-Alagoas, dentre outras, faz parte do sistema de rift do nordeste brasileiro (Matos 1992). Sua deposição ocorreu no último período regressivo durante a fase drift, sendo marcado pela presença de arenitos (Formação Barreiras e Tibau do Sul), rochas carbonáticas (Formação Guamaré), e lamitos marinhos intercalados por turbiditos (Formação Ubarana) (Pessoa Neto 2003). A região é sobreposta pela cobertura sedimentar cenozoica, sendo do período terciário nas zonas costeiras e Quaternário na superfície da plataforma continental (Bezerra et al. 2003; Pessoa Neto 2003; Stattegger et al. 2006; Vital et al. 2008). As estruturas morfotectônicas, tais como grabens e escarpas, raramente são preservadas, uma vez que o relevo antigo está submetido a um ambiente altamente energético, com processos de transporte subaéreo, costeiro e marinho, resultando na

15 suavização da topografia (Gutierrez-Mas et al. 1996; Harrison et al. 2003; Dondurur e Çifçi 2007). Apesar disso, os padrões geomorfológicos podem se preservar e serem altamente dependentes de sua herança estrutural, servindo, assim, de indicadores do controle morfotectônico sobre a configuração morfológica da margem continental (Helland-Hansen et al. 2012). Gomes et al (2014) analisou a relação da malha estrutural da Bacia Potiguar com a morfologia da plataforma setentrional do RN e constatou que há forte influência das falhas paralelas à costa no padrão morfológico da margem. E, considerando que o relevo dificilmente seria conservado à longo prazo, o sistema de falhas que controla o padrão geomorfológico regional provavelmente é muito recente (Neogeno-Quartenário) e ainda ativo. Além disso, esses mesmos autores compararam esse resultado com uma situação análoga observada por Damuth (1994) no delta da Nigéria, a qual indica que as variações bruscas na batimetria estariam relacionadas aos padrões de falhas paralelas à margem continental. Por outro lado, os processos hidrodinâmicos também estão entre os principais controladores das características geomorfológicas e fisiográficas da plataforma continental do RN. A variação do nível do mar influencia diretamente na formação de vales incisos e formação de beachrocks no RN (Gomes et al. 2015, 2016), enquanto a dinâmica de circulação plataformal está relacionada à formação de dunas e corpos arenosos isolados (Vital et al. 2010b; Gomes et al. 2014; Neto et al. 2019). Diferentemente da região norte do Brasil, o RN possui rios com pouca expressividade em descarga fluvial, e consequentemente a plataforma continental nesta área é mais estreita e com baixo aporte sedimentar (Vital 2014). A última transgressão do nível do mar desde o último degelo, que ocorreu em aproximadamente 20 a 24 mil anos (Lambeck et al. 2014), causou mudanças na morfologia costeira, afetando diretamente as zonas ecológicas e criando novos espaços para acomodação de sedimentos (Boski et al. 2015). Embora a posição média atual do nível relativo do mar no RN tenha sido atingida há aproximadamente 6500 anos (Stattegger et al. 2006), existem notáveis diferenças entre a costa setentrional e oriental, provavelmente oriundas de movimentos neotectônicos e processos físicos (ventos e padrões de ondas) (Bezerra et al. 2003). Além disso, a variação do nível do mar interfere diretamente a configuração das plataformas continentais, visto que o rebaixamento do nível do mar expõe a plataforma aos agentes erosivos e permite a entrada de sedimentos terrígenos de mar profundo, além

16 de deslocar a formação de recifes para áreas distais próximas à borda da plataforma. Enquanto a elevação do nível do mar fornece condições favoráveis para o desenvolvimento de carbonatos e deslocamento da formação de recifes para regiões mais internas da plataforma (Nascimento Silva et al. 2018), esse padrão de plataforma mista tem sido observado desde o Mioceno na Bacia Potiguar (Pessoa Neto 2003).

2.2 Geomorfologia e sedimentologia

A plataforma continental do Rio Grande do Norte está localizada no extremo nordeste do Brasil e divide-se em dois setores: ao norte, setor setentrional, é delimitado a oeste pela praia de Tibau, no limite entre o estado do RN e Ceará, e a leste pelo alto de Touros; e setor oriental (porção leste do estado), limitado ao norte pelo Alto de Touros e ao sul pela praia se Sagi (Vital et al. 2005). Segundo Vital et al. (2010b), a plataforma é relativamente estreita, com uma média de aproximadamente 40 km de largura, sendo o setor oriental mais estreito (entre 15 e 30 km de espessura). Na região do Alto de Touros se estende até ~75-90 km, e na porção setentrional varia entre 40-45 km (Vital et al. 2008) (Fig. 2).

Fig. 2 - Imagem de LANDSAT ETM + dos setores oriental e setentrional do estado do Rio Grande do Norte mostrando diferentes formas de leitos (Vital et al.2010b).

A plataforma continental setentrional do RN é subdividida em interna, média e externa. Sendo a primeira limitada pela isóbata de 15 m, com predominância de sedimentos siliciclásticos; a segunda, entre as isóbatas de 15 e 25 m, caracterizada pela presença mista de sedimentos carbonáticos e siliciclásticos; e a última, da isóbata de 25 m até o final da plataforma, com predominância de sedimentos carbonáticos (Vital et al. 2008; Gomes et al. 2015; Nascimento Silva et al. 2018). Algumas formas de leito estão presentes tanto na parte oriental quanto na setentrional (Fig. 2), sendo elas: dunas gigantes paralelas à costa, dunas menores transversais ao fluxo sobrepondo as dunas maiores, vales incisos, recifes de corais e beachrocks submersos (Vital et al. 2010b; Gomes et al. 2014; Vital 2014; Nascimento Neto et al. 2019). Adicionalmente, a região possui complexa hidrodinâmica responsável por alta taxas de transporte sedimentar e variabilidade da linha de costa e problemas de erosão costeira (Amaro & Araújo 2008; Gomes et al. 2016; Nascimento Silva et al. 2018). No mesmo setor norte há presença de dois vales incisos: do rio Açu e do rio Apodi. Esses vales incisos influenciar a configuração hidrodinâmica local, canalizando correntes oceânicas para as porções mais internas da plataforma continental, influenciando nos padrões de sedimentação mista, e estão associados a presença de formações recifais (Vital et al. 2005; Gomes et al. 2016; Nascimento Silva et al. 2018; Rovira et al. 2019). Os campos de recife do Açu ocupam uma área de aproximadamente 100 km² e 4 metros de altura, com orientação NW-SE, distribuindo-se em três partes diferentes da região: oeste, dentro do vale inciso, e à leste. Eles são limitados à plataforma externa, geralmente associados a terraços marinhos a 45, 35 e 25 m (Fig. 3), e a distribuição irregular em manchas (patch reefs), também nas margens do vale inciso do Rio Açu e na cabeceira dos cânions (Nascimento Silva et al. 2018). Este sistema de recifes sofre e interfere localmente na circulação de correntes, na sedimentação e no transporte de sedimentos (Rovira et al. 2019).

Fig. 3 - Perfil batimétrico (A-B e B-C) com um esquema de localização de recifes na plataforma continental externa do setor setentrional. As setas nos mapas indicam os principais alinhamentos dos recifes (L1, L2 e L3). As curvas de nível do mar são mostradas para correlação de profundidade-idade dos recifes. MWP = Pulsos de água de degelo (modificado da compilação de Bird et al. 2010; Abdul et al. 2016 por Nascimento Silva et al. 2018)

A região de talude apresenta duas inclinações continentais principais: a primeira, mais íngreme com 1:4, de 70 m a 300 m de profundidade, e a segunda, menos íngreme 1:11, entre 300 m e 1300 m (Gomes et al. 2014). A região de talude é cortada por um sistema de cânions (Fig. 4), sendo cada cânion dividido em três partes distintas: cânion superior, composto pela cabeça do cânion e geralmente é a região mais íngreme; cânion médio, menos íngreme e mais inciso; e cânion inferior, composto por regiões mais largas e com baixos gradientes (Almeida et al. 2015). Almeida et al (2015) dividiu este sistema de cânions em 4 grupos (A, B, C e D). O grupo A é composto pelos cânions de Areia Branca, Grossos, Mossoró e Apodi, e a sinuosidade, comprimento, largura e profundidade dos cânions varia, respectivamente, de 1,22 a 1,30, entre 13 km e 20 km, e de 480 m a 5010 m, e de 163 m a 1415 m. O grupo B é formado pelos cânions Ponta do Mel e Porto do Mangue, ambos iniciando na profundidade de 115 m, com sinuosidade, profundidade e largura variando, respectivamente, de 1,05 a 1,07, de 115 m a 293 m, e de 387 m a 2260 m. O grupo C é composto pelo cânion Macau e se encontra a uma profundidade média de 360 m, e sua cabeça a 120 m. É o cânion mais largo da área, tanto em relação a sua cabeça

(2413 m) quanto em relação ao restante de sua extensão (3094 m), e possui sinuosidade de 1.04, não se conectando à plataforma continental. E o último, grupo D, é constituído pelo cânion Açu, e representa a extensão do vale inciso do rio Açu. A cabeça do cânion se encontra a uma profundidade de 20 metros, e possui largura de 1000 m. Possui 1,15 de sinuosidade, 14,5 km de extensão, e largura máxima de 6210 m (Almeida et al. 2015).

metro s

Capítulo 3 – Fundamentação Teórica

3.1 Introdução

A plataforma continental é o ambiente de transição entre o terrestre e o marinho profundo, e sofre influência tanto de forçantes atmosféricas, quanto de oceânicas. Dentre os processos físicos que controlam a circulação de correntes localmente destacam-se: a tensão dos ventos na superfície d’água, incidência de ondas, ação das marés e gradiente de pressão devido à variação de densidade (Stewart 2008). A plataforma setentrional do Rio Grande do Norte sofre a influência da Subcorrente Norte do Brasil (SNB) e Corrente Norte do Brasil (CNB) (Schott et al. 2002), que se desloca junto ao talude, juntamente com outros fatores, como a presença de ventos fortes, marés que variam de moderada à alta, e ondas de gravidade superficiais, como vagas e marulhos (Vital et al. 2010a). Estes processos físicos possuem variabilidade em uma escala temporal que vai de segundos até meses (Fig. 5). À exemplos desses fenômenos ondulatórios, pode-se citar as ondas geradas por ventos (segundos), maré (horas), ondulações provocadas por eventos meteorológicos (dias), meandros e vórtices (meses) (Miranda et al. 2002).

Fig. 5 - Escala temporal e espacial vertical da variação do nível do mar. Supramaré (a), frequência de maré (b) e submaré ou baixa frequência (c,d) (Modificado de Miranda et al. 2002).

As marés são movimentos oscilatórios e cíclicos da água do mar, na escala de horas, causados pela combinação da força centrífuga (da rotação da terra) com a força

22 gravitacional do sol e da lua. Segundo Miranda et al. (2002), estas oscilações possuem altura e período predominante semidiurno (~12 h) ou diurno (~24h), equivalentes à frequência de duas e uma oscilações por dia, respectivamente. Elas são conhecidas como frequências de maré. Ainda de acordo com esses autores, as demais oscilações referentes às escalas de tempo de segundo, e semanas/meses/anos são, respectivamente, chamados de frequências de supramaré (superior a 1 e 2 ciclos por dia) e submaré (frequência inferior à da maré) (Fig. 5).

3.2 Processos Físicos Na Plataforma Do RN

A plataforma continental do Nordeste recebe correntes costeiras de alta energia paralelas à costa, controladas pelas forçantes oceânicas, de maré e ondas (Vital et al. 2010b). Pela análise das observações de um correntômetero instalado tanto sobre a plataforma interna como sobre a externa no norte do RN, Vital et al. (2008) mostraram que na porção externa a velocidade da corrente é aproximadamente 40 cm s-¹, com direção que variava de W-NW a W-SW em diferentes períodos do ano associados a estiagem e chuva (novembro e março). Enquanto na porção interna, houve pouca diferença na direção das correntes em relação aos períodos de seca e chuva, fluindo predominantemente na direção NW. A região é marcada pela existência de ondas com alta energia influenciadas pela presença de spits ao longo da costa (Vital et al. 2008). Suas alturas foram medidas durante o verão, nas proximidades de Guamaré, e obteve-se a média de 56 cm (Frazão 2005). Na zona de arrebentação das ondas (em profundidades inferiores a 2 m) a altura atingiu um máximo de 80 cm e mínimo de 10 cm, com período variando de 4 a 8 segundos. Durante os meses de Maio a Agosto foram registrados os menores períodos (4 s a 4.5s) enquanto que nos meses de Janeiro a Abril os períodos foram significativamente maiores (7.5 s a 8.0 s) (Lima 2006). As maiores alturas de ondas foram observadas no mês de novembro, enquanto as menores foram predominantes nos meses de maio a junho (Chaves et al. 2006; Lima 2006) . Lima (2006), por meio de observações realizadas por de ondógrafos instalados na plataforma, percebeu uma forte relação entre o nível das marés e a altura das ondas significativas, sendo as maiores ondas nos períodos de maré enchente. Além disso, este mesmo autor observou a existência de ondas de direção ENE e NE com períodos maiores (~11 s), característica de ondas do tipo

23 swell, além de ondas de leste e ESE, com períodos próximos a 5 s, caracterizando ondas do tipo vagas. Ademais, a área é caracterizada pelo regime de mesomaré semidiurno. Na plataforma interna foram medidas as amplitudes máximas nas marés de quadratura e de sizígia, obtendo-se, respectivamente, 1,2 m e 3,3 m. Observou-se que a influência da maré era altamente energética no ambiente, provocando um contínuo transporte de sedimentos ao longo da zona costeira. A presença de spits perpendicular à costa e pequenos deltas de maré vazante indicam essa influência (Vital et al. 2005; Vital et al. 2008)

3.3 Correntes De Contorno Oeste

As Correntes de Contorno Oeste (CCOs) são descritas como jatos organizados e intensos que fecham os giros oceânicos em sua borda oeste e se caracterizam por grande variabilidade espacial e temporal. Na borda oeste do Giro Tropical do Atlântico Sul este escoamento recebe o nome de Corrente do Brasil (CB) e Corrente Norte do Brasil (CNB). Ambas são originadas da bifurcação da Corrente Sul-Equatorial(CSE) ao atingir a margem continental brasileira (Silveira et al. 2000).

A CSE possui grande extensão meridional, abrangendo desde 20ºS até 4ºN (Lumpkin & Garzoli 2005). Segundo (Stramma & Schott 1999), esta corrente possui 4

24 componentes: Sul-equatorial sul (CSEs), Sul-Equatorial Central (CSEc), Sul-equatorial equatorial(CSEe) e Sul-equatorial norte (CSEn). A primeira apresenta uma extensão meridional de aproximadamente 12º (de 8ºS a 20ºS) e a segunda está centrada em 4ºS (Lumpkin & Garzoli 2005). A CSEe está localizada entre 1 e 2°S (Schott et al. 2003) e a CSEn é a única que flui no hemisfério norte, unindo-se com a CSE em 2-3ºN (Lumpkin & Garzoli 2005). Dentre os controladores superficiais da variabilidade da CSE destacam- se a variação semestral dos ventos equatoriais (Philander & Pacanowski 1980) e a variação anual da tensão de cisalhamento dos ventos no Atlântico Sul (Lumpkin & Garzoli 2005). A CSEs atinge a margem continental entre 12-20ºS ,perto do estado da Bahia(Peterson &Stramma 1991; Stramma & Schott 1999; Lumpkin & Garzoli 2005) e se bifurca, tornando-se a corrente do Brasil (CB), que segue na direção sul, e a subcorrente norte do Brasil (SNB) que segue em direção ao norte para se unir ao ramo central da CSE e se transformar na CNB que, por sua vez, flui para o norte em direção as águas caribenhas (Schott et al. 2002; Cintra et al. 2015). Segundo Rodrigues et al. (2007), a posição da bifurcação da CSEs varia sazonalmente se acordo com a posição da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e isso impacta diretamente no transporte da SNB. Sendo assim, ainda segundo esses autores, o movimento da bifurcação para sul (norte) aumenta(diminui) o transporte da SNB e diminui(aumenta) o transporte da CB. A posição mais ao sul da bifurcação, nos primeiros 200 m da coluna d'água, é alcançada em julho (17º S) e sua localização mais ao norte é alcançada em novembro (13º S) (Rodrigues et al. 2007). De acordo com Silveira et al. (1994), em aproximadamente 5º S o núcleo da SNB ainda se localiza em subsuperfície (100-150 m de profundidade) com um transporte de 19.9 Sv em menos de 1000 m. A estrutura de massa de água da SNB em 5º S é caracterizada pela Água Tropical, Água Subtropical Subaquática, Água Central do Atlântico Sul e Água Intermediária Antártica, com um transporte de 26.5 ± 3.7 Sv acima de 1100 m (Schott et al. 2005). Além disso, a SNB também sofre influência da CSEc. Esta última se desloca para oeste na latitude de 4ºS com transporte aproximado de 29 Sv onde atinge a costa brasileira (Silveira et al. 1994) e interage com a SNB. Os efeitos dessa interação podem ser vistos entre 4ºS e 6ºS (Silveira et al. 1994; Lumpkin & Garzoli 2005) com o aumento do transporte da SNB e possível formação de um sistema de corrente com dois núcleos.

Schott et al. 1995, por exemplo, observaram dois núcleos em 35º W em aproximadamente 150m de profundidade com 0.6m.s-¹ e o outro em superfície, com 0.3m.s¹.

3.4 Vórtices e Meandros

Os vórtices são fenômenos de recirculação nos oceanos que influenciam o transporte de calor, sal, compostos químicos, além de contribuir para a expansão das concentrações de clorofila em áreas de ressurgimento e para o movimento de animais marinhos (Zhai et al. 2004; Cotté et al. 2007; Moore et al. 2007). Vórtices são feições oceânicas caracterizadas por linhas de corrente fechadas e que possuem fluxos estruturados associados com uma massa isolada de água com características anômalas (quanto à temperatura e salinidade) daquelas que circundam a feição (Flierl 1979). Enquanto as ondas são transportadoras de energia, os vórtices transportam energia e massa (Olson 1991). Já os meandros são vórtices superpostos a um escoamento básico (Newton 2013) (Fig. 7).

Fig. 7 - Esquema da definição de meandro e vórtice (Calado 2006).

Existem dois tipos de vórtices: os ciclônicos e anticiclônicos. O primeiro é marcado por uma anomalia negativa do nível do mar e com núcleo de água mais quente, enquanto no segundo caso a anomalia é positiva e núcleo mais frio (Fig. 8). Os processos de transporte vertical no centro do vórtice podem variar em direção e magnitude. Nos vórtices anticiclônicos, por exemplo, pode ocorrer a ressurgência (upwelling) d’água na parte central, e favorece o acúmulo de clorofila em porções mais superficiais. Enquanto nos ciclônicos, a água é empurrada para baixo (downwelling) no centro do vórtice,

26 fazendo com que as porções de clorofila também sejam deslocadas para camadas mais profundas, podendo até formar bolsões de clorofila abaixo da camada de mistura d’água (Callbeck et al. 2017).

Fig. 8 - Esquema da estrutura dos vórtices ciclônico e anticiclônico para o hemisfério sul (modificado de Callbeck et al. 2017).

A movimentação dos vórtices próximos à plataforma continental é controlada pela conservação da vorticidade potencial. De forma simplificada, este fenômeno é descrito pela seguinte equação:

푉푟+푓 = 푐 [Eq. 01] 퐻

Onde “Vr” é a vorticidade relativa e está relacionada ao cisalhamento de velocidade, “f” é a vorticidade planetária (parâmetro de Coriolis), c é a vorticidade potencial, e H é a profundidade, indicando que no caso de movimentação de vórtices costeiros, a profundidade da topografia influencia diretamente no comportamento da circulação de correntes (e.g Granata et al. 2004; Tenreiro et al. 2006; Assireu et al. 2008). Por convenção, o sinal da vorticidade relativa é positivo quando o movimento da partícula é no sentido anti-horário e negativo quando for no sentido horário. Enquanto o parâmetro de Coriolis (f) será positivo no hemisfério norte e negativo no hemisfério sul.

A vorticidade relativa é aquela medida em relação à terra e a planetária está relacionada com a rotação da terra e a pseudo força de Coriolis, enquanto a vorticidade absoluta é a soma de ambos (Vr + f). Por exemplo, se H for constante, e a partícula se mover zonalmente, não ganha nem perde vorticidade. Se mover meridionalmente para o polo Norte, f aumenta e Vr diminui para manter (Vr + f) constante, ou seja, adquire vorticidade anticiclônica (negativa). Se mover para o pólo Sul, f diminui e Vr aumenta, logo adquire vorticidade ciclônica (positiva)(Pond & Pickard 2013). Por outro lado, se a profundidade aumentar, a vorticidade absoluta aumenta (se inicialmente ela for positiva). Neste caso se f for constante (movimento zonal), Vr aumenta; se f aumenta (movimento para o polo Norte), Vr pode ter qualquer valor; se f diminui (movimento para o polo Sul), Vr aumenta. Essa influência da topografia na circulação de corrente pode ser chamada de control topográfico (topographic steering) (Pond & Pickard 2013). A vorticidade relativa é definida pela seguinte equação no plano horizontal: 휕푣 휕푢 푉푟 = 푟표푡 푉 = − [Eq.02] 푧 휕푥 휕푦

휕푣 휕푢 Onde é a variação da velocidade em relação ao eixo X e é a variação da 휕푥 휕푦 velocidade em relação ao eixo Y. Sendo assim, a vorticidade relativa está diretamente relacionada ao cisalhamento de velocidade (Fig. 9).

Fig. 9 - Diagrama esquemático mostrando a relação entre a vorticidade relativa (Vr) e o cisalhamento de velocidade referente ao Hemisfério Sul (modificado de Pond & Pickard, 2013).

3.4.1 Escoamento Vorticial

Na margem continental o fluido interage com a topografia e sua velocidade é controlada pelos processos físicos definidos pela teoria da camada limite. No limite entre o fluxo e a camada sólida (neste caso a topografia) a força de atrito age retardando a velocidade da água da parte mais externa até deixá-la em repouso na parte interna, onde encontra-se em contato com a superfície da topografia. Essa camada que vai desde a superfície topográfica até a região onde a velocidade do fluxo é constante e sem efeito do atrito promovido pela batimetria é definida como “Camada Limite” (Fig.10). Uma vez que a batimetria possui irregularidades em sua geometria, isto é, não é completamente plana, na superfície dessas regiões haverá um gradiente de pressão paralela à superfície topográfica que atinge toda a camada limite em sua extensão transversal. Entretanto, a direção da velocidade da camada próxima ao limite com a batimetria é influenciada pelo atrito com a superfície, pelo escoamento externo (que “empurra” para frente), e pela força do gradiente de pressão oposta ao fluxo (Schlichting 1979) (Fig.10). Uma vez que a velocidade do fluido é próxima a zero, o fluxo pode não ter energia e quantidade de movimento suficiente para resistir por muito tempo à força oposta do gradiente de pressão. Sendo assim, a camada acaba chegando ao repouso e invertendo a direção de seu movimento (e seguindo na direção do gradiente)(Schlichting 1979).

Fig. 10 - Estrutura de fluxo médio de uma bolha de separação laminar resultado da diferença de pressão (modificado de Horton, 1968).

3.4.2 Vórtice Potiguar

A ocorrência do Vórtice Potiguar foi registrada primariamente por Krelling (2014)que o caracterizou como sendo um vórtice anticiclônico de formato elíptico com eixos maiores e menores de aproximadamente 330 e 130 km, com assinatura em subsuperfície. Sua localização é próxima de 36ºW e 4ºS (Fig. 11), se estendendo de 100 a 400 m de profundidade, com velocidade máxima de 0.6m.s-¹ e transporte de água de aproximadamente 2Sv da CSE.

Fig. 11 - Vórtice Potiguar com os eixos maior e menor representados pelas linhas vermelhas (modificado de Krelling 2014).

3.5 Zonas De Ressurgência

O vento, ao movimentar a água horizontalmente, pode provocar também movimentos verticais. Ao se mover, a massa de água superficial deixa um espaço vazio onde antes ela ocupava, possibilitando a ascensão de água profunda, fria e normalmente rica em nutrientes para a superfície (Fig.12). Este movimento é denominado de ressurgência, enquanto o contrário (movimento para baixo) é chamado de subsidência (Garrison 2009). Há também fatores geomorfológicos e oceanográficos que podem controlar este fenômeno, tais como presença de cânions no talude continental com

30 geometria propícia para canalizar águas profundas ricas em nutrientes para a plataforma (Allen & Hickey 2010) e vórtices anticiclônicos de mesoescala (Callbeck et al. 2017).

Fig. 12 - Esquema da dinâmica do processo de ressurgência. Os ventos alísios de sudeste provocam o deslocamento horizontal da massa de água superficial, possibilitando a ressurgência de águas mais profundas. A maior parte da água ressurgida vem da área acima da subcorrente equatorial (Modificado de Garrison 2009).

A principal característica biológica de uma região onde ocorre ressurgência é o aumento da produtividade devido à fertilização de águas superficiais causada pelo processo de ascensão das porções de águas profundas mais frias e ricas em nutrientes. A alta produtividade parece estar acompanhada por fenômenos secundários, tais como alta dominância de espécies (baixa diversidade) e falta de cadeias alimentares (Boje & Tomczak 1978).

3.6 Zona De Convergência Intertropical (ZCIT)

A ZCIT é um fenômeno atmosférico de grande escala que influencia diretamente no clima global. É a região onde ocorre a confluência dos ventos alísios de nordeste e sudeste, resultantes da diferença de pressão do ar na atmosfera global. A ZCIT é um fator crítico no balanço de energia atmosférica, pois está relacionado ao transporte de calor e umidade (Waliser & Gautier 1993). Embora a insolação média anual seja simétrica em torno do equador, a ZCIT se posiciona ao norte do equador apresentando ali também o máximo de precipitação. Por muito tempo acreditava-se que a posição média da ZCIT ao norte do equador estava relacionada às feições geográficas dos continentes (Philander et

31 al. 1996), no entanto, Aimola & Moura (2016) observaram que essa assimetria na posição estaria sendo diretamente influenciada pela Célula de Circulação Meridional do Atlântico. O conjunto de características associadas à ZCIT, tais como a zona de máxima temperatura da superfície do mar e zona de convergência dos alísios, possui um deslocamento norte-sul ao longo do ano (Hastenrath & Heller 1977). O movimento anual da ZCIT tem, aproximadamente, o período de um ano, alcançando sua posição mais ao norte (8° N) durante o verão do Hemisfério Norte, e a sua posição mais ao sul (1° N) durante o mês de abril (Citeau et al. 1985, 1988).

3.6.1 Clima e ventos na plataforma do RN

O clima predominante na região é semi-árido, apresentando dois períodos durante o ano com características pluviométricas distintas: uma estação mais seca, que vai de julho a janeiro, quando ocorre o afastamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e consequentemente há diminuição das chuvas e aumento da velocidade dos ventos. Enquanto a outra estação, cujo período se estende de fevereiro a junho, é marcada por ventos mais brandos e aumento na intensidade das chuvas, resultado do deslocamento da ZCIT para o sul (Góis 2008). Os ventos alísios são provenientes principalmente das direções E-SE no setor oriental do RN. Enquanto na parte setentrional os ventos são principalmente provenientes de E-NE, com velocidade média anual de 6.2 m.s-¹; no período de agosto a dezembro os ventos são mais fortes chegando a atingir 9 m.s-¹ na região de Macau (Vital et al. 2006, 2010b; Ribeiro et al. 2018).

Capítulo 4 – Metodologia

4.1 Base de Dados

Os dados utilizados neste trabalho são compostos por temperatura, salinidade e pressão obtidos por perfiladores verticais (CTD), correntes horizontais a partir de 2 fundeios de correntógrafos (S4 interOcean) coletados entre os anos 2014 e 2018. Dados batimétricos foram integrados do ETOPO2 (NGDC 2001), TOPEX data (Smith & Sandwell 1997), de cartas náuticas do RN disponibilizadas pelo Centro de Hidrografia da Marinha do Brasil, e pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM). A batimetria interpolada foi utilizada tanto para análise direta quanto para preparação de uma simulação numérica regional, que permitisse a integração das forçantes físicas sobre a morfologia da plataforma continental integrando as principais componentes oceânicas e costeiras. Os resultados foram comparados com estudos prévios na região da plataforma externa (Gomes et al. 2014; Krelling 2014; Almeida et al. 2015; Nascimento Silva et al. 2018) e estudos análogos de outras partes do mundo (Strub & James 2000; Gjevik et al. 2002; Granata et al. 2004; Skarohamar & Svendsen 2005; Tenreiro et al. 2006; Correa-Ramirez et al. 2007; Franco-Fraguas et al. 2014) com o objetivo de obter o suporte necessário para as interpretações realizadas neste trabalho.

4.2 Correntometria

As informações de correntes foram obtidas por meio do correntômetro S4 (InterOcean Systems inc.) o qual mediu a velocidade, temperatura e direção das correntes, além da pressão da lâmina d’água acima do equipamento que é transformada em profundidade pelo software do S4. Os dados foram adquiridos nos períodos: 03/03/2015- 11/03/2015 e 17/09/2015-05/10/2015 (752382.93 m E / 9471638.45 m S); 10/12/2016- 20/01/2017 e 04/07/2017-30/07/2017 (754361.07 m E / 9481001.22 m S). A frequência de registro em Out/2015 e Dez/2016 foi de 1 s, em Jul/2017 e mar/2015 foi de 1 min. O S4 foi ancorado a 22 m (dez / 2016 / e julho / 2017) e 4,5-11,2 m (mar / 2015 e out / 2015) do assoalho oceânico, em áreas onde a profundidade da lâmina d’água é de 22 m (mar / out 2015) e 32 m (dezembro 2016 / maio 2017).

4.2.1 Processamento de dados de corrente

O pré-processamento dos dados do correntômetro foi realizado no software S4App 5.1.2 (InterOcean 2013), convertendo os dados para o formato compatível com o MatLab/Python. As informações referentes à corrente estão em componentes Vx e Vy, e se referem ao norte magnético terrestre, sendo necessário corrigi-lo para o norte geográfico a partir da calibração da declinação magnética. Para a área estudada, o ângulo de declinação é -21,32º. Logo, somou-se este valor a todas medidas da direção da corrente. Além disso, corrigiram-se os valores de profundidade, uma vez que os dados medidos mostravam apenas a profundidade da boia do S4. Então, para obter a profundidade da lâmina d’água, somou-se a profundidade de fundeio à profundidade da boia de cada aquisição. Os dados de direção e velocidade foram filtrados usando o filtro passa-baixa do software Oasis Montaj 6.4.2 (Geosoft 2007), com o objetivo de retirar ruídos e melhorar a visualização do gráfico (Fig. 13).

Fig. 13 - Gráficos de velocidade(cm/s) e direção(°) corrigida antes e depois de serem filtrados no programa Oasis Montaj referente a Jul/2017..

4.3 Dados Batimétricos

A cobertura de dados batimétricos integram as regiões de bacia oceânica, utilizando dados batimétricos oceânicos da base de dados global ETOPO2 (NGDC 2001); TOPEX data (Smith & Sandwell 1997); de plataforma continental com a digitalização de cartas náuticas do RN (810, 802, 720, 702 703, 704) disponibilizadas pelo Centro de Hidrografia da Marinha do Brasil, e modelos digitais da região da plataforma de Touros- RN disponibilizado pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM). Esses dados apresentaram resolução espacial satisfatória para modelagem e integração nos modelos oceânicos regionais. Entretanto, esses dados foram avaliados quanto a qualidade dos modelos batimétricos gerados com resultados anteriores de maior detalhe (Vital et al. 2008, 2010b; Gomes et al. 2014, 2015, 2016) produzidos por coleta e processamento pelo Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental (GGEMMA/UFRN). O modelo utilizado nesse trabalho possui uma malha com células de 200 m. Esse modelo foi integrado e suavizado com todos os dados batimétricos oceânicos e plataformais utilizando o ambiente do ArcGIS com remoção erros por análise geoestatística pelo interpolador Ordinary Kriging (e.g. Gomes et al. 2014). Os perfis obtidos a partir do mapa batimétrico regional (Fig.1 do cap. 05) abrangem áreas desde a linha de costa até 4000 m de profundidade, distribuídos espacialmente nas três partes da plataforma do RN (porção oriental, Alto de Touros e porção setentrional). Em escala regional, selecionaram-se 6 perfis topográficos ao longo da margem continental do RN (Fig. 1 do cap. 05). A partir deles foram medidas as características fisiográficas da plataforma, tais como: largura e profundidade da plataforma, profundidade e distância da quebra de talude, considerando este como sendo o ponto de maior inflexão da topografia do perfil. Em alguns casos, à exemplo da região de extremo nordeste do Alto de Touros, o talude apresentava duas porções de maior inclinação separadas por uma área de plataforma ou terraço na região de talude superior com baixo gradiente topográfico. Nestes casos, mediram-se tanto as partes de maior inflexão (largura, distância a partir da linha de costa, e profundidade onde se inicia a inclinação) quanto a do terraço no talude superior. Em seguida, foram calculados os gradientes de inclinação da plataforma interna, externa, talude superior e inferior (nos casos em que haviam duas zonas de maior inflexão separadas por uma área de baixa inclinação) ou apenas do talude (nos perfis em que havia apenas uma zona de maior inflexão topográfica).

4.3.1 Método de Krigagem Ordinária

A Krigagem é fundamentada na teoria das variáveis regionalizadas, proposta por Matheron (1971) a qual afirma que o valor de cada ponto medido está relacionado com os pontos próximos a ele. Isso indica que a influência entre os pontos é inversamente proporcional à distância entre eles. Ou seja, a influência é maior quanto menor for a distância entre os pontos (Landim 2006). Este método é bastante utilizado na interpolação de dados e é dividido em três tipos principais: krigagem simples, ordinária e co-krigagem. A primeira citada é aplicada em situações nas quais a média local é conhecida e relativamente constante dentro de uma determinada área de estudo. A ordinária é utilizada para estimar o valor em um ponto dentro de uma região com constância na média dos pontos da variável regionalizada, apesar dessa média ser desconhecida. Enquanto a co- krigagem é a extensão da krigagem simples ou ordinária, porém, com duas ou mais variáveis espacialmente dependentes. O método de interpolação usado no mapa batimétrico regional deste trabalho foi a Krigagem Ordinária, a qual consiste em uma estimativa geoestatística usando semivariância das profundidades medidas (Eq. 03). Está função é definida como a metade da variância das diferenças entre as profundidades coletadas em diversos pontos ‘i’.

[Eq.03] Eq. 03 - Função da semivariância.

4.4 Simulação Numérica

Neste trabalho foram utilizados os resultados de uma simulação numérica regional do modelo CROCO (Coastal and Regional Ocean COmmunity Model) desenvolvido a partir de Shchepetkin & McWilliams (2003, 2005, 2009). A malha espacial do modelo adaptada à borda oeste do atlântico, forçantes e condições iniciais e de contorno foram construídas usando o software CROCO TOOLS (Penven et al. 2008). Os forçantes superficiais utilizados neste modelo foram construídos a partir da base COADS (Comprehencive Ocean-Atmosphere Data Set). As condições de contorno foram construídas a partir de um dowscallling dinâmico utilizando uma simulação numérica que

38 reproduziu corretamente as correntes geostróficas do oceano Atlântico Tropical (Cintra et al. 2015) (Fig. 14). Essa simulação forneceu dados termodinâmicos (temperatura e salinidade) intensidade das correntes (componentes u e v) e altura do nível médio do mar (zeta) que foram interpolados para os contornos da simulação regional em uma malha mais refinada. Neste trabalho utilizou-se apenas a vorticidade relativa e intensidade das correntes para analisar sua interação com a fisiografia da margem. O espaçamento de grade foi de 1/40 de grau com 15 níveis verticais. Para a correta reprodução do campo dinâmico barotrópico foram adicionadas à altura da superfície do mar as oscilações das marés (4 componentes de maré). O passo de tempo do modelo foi de 180 s e a simulação rodou por 5 anos apresentando estabilidade dinâmica ao longo do tempo. Todos as informações numéricas utilizadas nesse trabalho foram referentes ao último ano da simulação.

A partir dos dados numéricos foram analisadas a intensidade das correntes em duas profundidades (30 m e 70 m) em dois períodos distintos do ano (fevereiro e agosto) em conjunto com os dados de vorticidade relativa (em 10-5. s-¹) para o mesmo período, afim de observar sua variação temporal e espacial ao longo do ano e sua interação com a morfologia costeira. Para isso, utilizou o CROCO Horizontal Plotter. Nele é possível selecionar qual variável deseja analisar, latitudes e longitudes do limite espacial do mapa, isóbatas aparentes, profundidade de investigação, dimensão dos vetores entre outras

39 funções (Fig.15). Além de poder visualizar a seção transversal de algumas variáveis, como a de velocidade (Fig.16).

Fig. 15 - Interface do programa usado para as análises horizontais e verticais.

Fig. 16 - Seção de velocidade obtida manualmente através da opção “Vertical Section” na interface do CROCO.

Capítulo 5- Resultados e Discussão

Artigo submetido em: Regional Studies in Marine Science The role of the northeastern Brazilian margin physiography and the western boundary currents on

the formation of local eddies and jets

Úrsula M. Damasceno, Márcio M. Cintra, Moab P. Gomes

Abstract

Western boundary currents (WBC) influence the global ocean circulation and climate, whereas it locally reaches out differently the continental margins relief. This study analyses the response of WBC over their interactions with the corn of South America Margin. Particularly, the North and East sectors of Rio

Grande do Norte (RN) on northeastern Brazil are investigated based upon bathymetry, in situ currents measurements, and simulations of oceanic currents using the CROCO model. The RN margin provides a critical pathway to the WBC along the East and North sectors, which are narrow and retracted shelves (up to 40 km offshore) with steep upper continental slopes (1:11). These sectors are separated by the shallower topography of the Touros High which extends 80 km offshore. The results reveal that the interactions of the Northern Brazilian Undercurrent (NBUC) with the RN northern margin physiography produces a recirculating current region forced by current shear. Eddies and meanders are explicit in February and

August, with meander predominance in the latter month because of the increasing of wind intensity eastward. The accelerated core position of NBUC (> 1.0 m.s-¹) corresponds to the upper slope region of

Touros High on both months, and confirms the constrain effect of the margin on the NBUC. The change of margin direction from the N-S to E-W leads to the decreasing of current velocity (~0.1m.s-¹) near the northern continental slope. This contrast produces an abrupt variation in the shear velocities forming vortices and meanders. Thus, the physiography of the Touros High, the margin directions, and the intensity of the winds control these features development on a regional scale. These oceanic events near the shelf slope affect the sedimentary and ecological system on Brazilian Equatorial continental shelves.

Keywords: equatorial margin, western boundary current, vortices, shelf break.

1. Introduction

Western Boundary Currents (WBCs) are intense jets that close the ocean gyre at its western edge and have great spatial and temporal variability. Brazil Current (BC) is the flow in the western edge of the

South Atlantic Tropical Gyre. This stream, formed by the bifurcation of the Southern Equatorial Current

(SEC) near 12° S, flows along the east, southeast and south Brazilian margins (Silveira et al., 2000). The

SEC has a large southern extension, ranging from 20ºS to 4ºN (Lumpkin and Garzoli, 2005). According to

Stramma and Schott (1999), this current has 4 components: South, North, Central and Equatorial branch of South Equatorial Current (SECs, SECn, SECc and SECe, respectively). The SECs has a southern extension of 12º (from 8ºS to 20ºS) and the SECc is centered on 4ºS (Lumpkin and Garzoli, 2005). While the SECe is between 1 and 2 ° S (Schott et al., 2003) and SECn is the only one that flows in the northern hemisphere, merging with NBC at 2-3ºN (Lumpkin and Garzoli, 2005).

Semiannual variation of the equatorial winds (Philander and Pacanowski, 1980) and the annual variation of the shear stress of the winds in the South Atlantic (Lumpkin and Garzoli, 2005) are among the superficial controllers of the SEC variability. The SECs reach the continental margin between 12-20ºS, near the state of Bahia (Lumpkin and Garzoli, 2005; Peterson and Stramma, 1991; Stramma and Schott, 1999) and bifurcates becoming the Brazil Current (BC), which runs southward, and Brazil North Undercurrent

(NBUC) heads north to join the SEC’s central branch and become NBC which, in return, flows northward to the Caribbean seas (Cintra et al., 2015; Schott et al., 2002). According to Rodrigues et al. (2007), the

SECs bifurcation position varies seasonally according to the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) position, and this directly impacts NBUC transport, when the bifurcation moves towards the south increases the NBUC transport, and towards north it decreases.

The Brazilian Continental Margin presents the North, Northeast, East, and South sectors. The

North Shelf is very shallow and wide, as the 20 m isobath is at 200 km from the coast of the Amazon River mouth, and circumvented by the Northern Brazil Current (NBC) (de Mahiques et al., 2019; Moura et al.,

2016; Vital, 2014). Da Silva et al. (2005) observed in the Amazon margin seasonal variation in the three- dimensional distribution of the following water masses in this region: Coastal Water (CW), Tropical Water

(TW), Central Atlantic South Water (ACAS) and Antarctic Intermediate Water (AIW). The wind shear acts on the temporal distribution of surface waters (CW and TW), while the seasonal variability of the Northern

Brazil Current (NBC) influences the subsurface water bodies (ACAS and AIW) connected with the North

Equatorial Countercurrent (NECC), resulting in anticyclonic vortices in the NBC recirculation area (Da

Silva et al., 2005).

The oceanic features, such as jets, vortices and meanders, might result from the interactions between current and margin physiography. These oceanic phenomena control the transport of heat, salt, nutrients, and chemical compounds, contributing to the dispersion of chlorophyll concentrations in upwelling and displacement of marine animals (Cotté et al., 2007; Moore et al., 2007; Zhai et al., 2004).

Moreover, smaller morphologies on shelf scale, such incised valleys, sandbanks, reef bodies, and submarine canyons are seabed constrainers to the shelf circulation derived from the oceanic currents. In the Gulf of

Mexico, for example, the relationship between the topographic gradient and margin physiography results in the formation of loop and ring current and isolated eddies (Hamilton et al., 1999; Leipper, 1970; Oey et al., 2005; Vidal et al., 1992; Welsh and Inoue, 2000), which are important to create an ideal hydrodynamic configuration for the existence of a high diversity of larval fishes in this region (Richards et al.,

1993). Rennie et al. (2009) reported about current circulation in western Australia, the formation of vortices, upwelling, and downwelling of cold water within submarine canyons. Franco-Fraguas et al. (2014) showed that the Uruguay margin plays an important role in the circulation patterns of Brazilian and

Malvinas currents influencing the sedimentation pattern in this area. On the Southeast Africa continental shelf, the Agulhas current is the most important factor controlling sedimentary dispersion, and the circulation pattern is likely influenced by the margin’s physiography, particularly by the shelf narrowness

(Flemming, 1981).

According to Martins and Coutinho (1981), the Eastern Shelf is narrow between 8 and 42 km wide. However, in the Abrolhos area, the shelf extension increases to 200 km and shallow (up to 60 m). The

South Brazilian continental margin is a shallow shelf with N-S orientation and the width ranging from 70 km to 270 km. In addition, the south shelf is circumvented by the southward-flowing Brazil Current (BC) on the outer portion of the platform, and the Brazil Coastal Current (BCC) in the inner portion (Nagai et al., 2014). In the south Abrolhos region, which contains the largest reef system in the South Atlantic (e.g

Bastos et al., 2016, 2015; Ghisolfi et al., 2015; Simon et al., 2016), there is a seasonal and spatial variability of the oceanic physical mechanisms, such as the mixed layer depth (Ghisolfi et al., 2015). In the rainy season (spring-summer) there is a greater stratification of the water table and less recycling of nutrients, and the interaction between the west contour stream and the shelf, which forms vortices and meanders, has the role of channeling deeper and cooler water into the continental shelf (Ghisolfi et al., 2015). While in

44 dry seasons (autumn-winter) there is a greater water mixture, favoring the increase of the chlorophyll concentration in the shelf because of the shallow shelf dynamics, such as advective mixing and resuspension (Ghisolfi et al., 2015).

In the narrow (20 - 40 km) and shallow (up to 70 m at the shelfbreak) shelves of the Northeast at the Equatorial Margin, the currents reach by the south-equatorial south current (SECs), bifurcating when it reaches the shelf, and then it becomes the Brazilian current (CB) and North Brazil Undercurrent (NBUC)

(Schott et al., 2002). The NBUC forms in the subsurface and only emerge in the Touros High, the corner of Northeastern Brazil, between two sectors of Rio Grande do Norte shelf (RN): northern (NS) and eastern

(ES) (Fig.1), where it joins to the SECc (Central South-Equatorial Current) and forms the current North of

Brazil (NBC) (Rodrigues et al., 2007; Schott et al., 2002). The effects of these currents are belived to have direct influence on the outer shelf sedimentation (Gomes et al., 2016, 2015; Nascimento Silva and Gomes,

2019), reef development and demise (Nascimento Silva et al., 2018), and environmental quality for benthic habitats (Eichler et al., 2019; Gomes et al., 2020; Rovira et al., 2019).

Despite this complex geomorphological, biological and hydrological setting on the shelfbreak zone, the dynamic process involving interactions between Western Boundary Currents (WBC) and continental margin physiography is still unknown. Therefore, this study aims to present the analysis of

WBC response over the interactions with the South America Margin, particularly in the North and East sectors of Rio Grande do Norte (RN) in northeastern Brazil (Fig. 2). For this purpose, bathymetric profiles were obtained from the entire continental margin of the RN, in situ current measurement in two stations (Fig. 2) and compared with integrated hydrodynamic variables from a numerical simulation using the Coastal and Regional Ocean Community Model (CROCO).

Fig. 1 - Schematic draw of WBC dynamics in the study area. (A) Bifurcation of SECs resulting in BC, NBUC, and NBC; (B)Regional currents Circulation near RN state. The lines shown are the South Equatorial Countercurrent (SECC), central branch of the South Equatorial Current (SECc), South Equatorial Undercurrent (SEUC), North Brazil Undercurrent (NBUC) and North Brazil Current (NBC). Based on Schott et al. (1998), Stramma and Schott (1999) and Goes et al. (2005).

Fig. 2 - Bathymetric map of the Rio Grande do Norte continental margin. The lines shown in Orange are the bathymetric profiles (P1, P2, P3, P4, P5, P6). E.S - eastern sector, and NS - Northern Sector. TH - Touros High.

2. Materials and Methods

2.1 Bathymetry

The bathymetric map coverage the ocean basin and continental margin regions using ocean bathymetric data from the global database ETOPO2 (NGDC, 2001), TOPEX data (Smith and Sandwell,

1997), and continental shelf using RN’s nautical charts (810, 802, 720, 702 703, 704) made available by the Hydrographic Center of the Brazilian Navy, and digital models of the Touros High shelf were provided by the Geological Survey of Brazil (CPRM). The integrations of these data presented satisfactory spatial resolution for modeling and integration in regional oceanic models. However, these data were evaluated for the quality bay comparison with previous results in greater detail on shelf and slope (Gomes et al., 2016,

2015, 2014; Vital et al., 2010, 2008) produced by collection and processing by the Marine Geology and

Geophysics Laboratory and Environmental Monitoring (Lab. GGEMMA/UFRN).

The bathymetric model was interpolated in a grid size of 200 m (Fig. 2) using the Ordinary Kriging of Geostatistical Analyst Tools from ArcGis. Bathymetric profiles were traced from coast to deep sea (4000 m) across the isobaths (Fig. 4) distributed spatially in the three parts of the RN shelf (eastern, Touros High and northern). Lastly, physiographic parameters were measured, such as width, gradient and depth of the entire shelf, outer shelf, shelfbreak and the continental upper and lower slope.

2.2 Current Measurements

The current data was obtained using an electromagnetic current meter (S4 InterOcean System inc.) which measured the speed, temperature, currents direction, and depth. The measurements were collected on the outer shelf in 4 different periods: Dec/2016, Jul/2017, Mar/2015 and Oct/2015 (Fig. 01). The S4 was deployed at 22 m (Dec/2016 and Jul/2017), 4.5 (Mar/2015) and 11.2 m (Oct/2015) from the sea bottom in regions where the water depth is 22 m (Mar/Oct 2015) and 32 m (Dec/2016 - Jul/2017). The record frequency in Oct/2015 - Dec/2016 was 1 s, and in Jul/2017- Mar/2015 was 1 min. The raw data were filtered using Oasis Montaj software 6.4.2 (Geosoft 2007) with the low-pass filter. Thus, the mean and standard deviation of water velocity, direction and depth were calculated for both the filtered original data and the model (Table 1).

2.3 Numeric Simulation

In this work, data from a regional numerical simulation using the CROCO (Coastal and Regional

Ocean Community model) model developed by Shchepetkin and McWilliams (2009, 2005, 2003) were used. The model mesh, forcing and initial and boundary conditions were built using the CROCO Tools

Software (Penven et al., 2008). The surface forcing agents used in this model were built from COADS

(Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set) data. The boundary conditions derived from a dynamic downscaling using a numerical simulation that reproduced the geostrophic currents of the Tropical Atlantic

Ocean (Cintra et al., 2015) (Fig. 3). This simulation provided thermodynamic data (temperature and salinity), current intensity (u and v components) and sea level height from (zeta) that were interpolated for the contours of the regional simulation in a more refined mesh. In this work, only the relative vorticity and intensity of the current were used to analyze their interaction with the margin physiography.

Fig. 3 - Current circulation model used to analyze the influence of geomorphology on regional circulation (modified from Cintra et al. 2015). In (A) oceanic scale of the currents that arrive in the Brazilian northeast, being possible to observe the north and central components of the SEC. At (B) regional scale encompassing the RN state showing the central SEC reaching the RN margin.

The grid spacing is 1/40 degree with 15 vertical levels. Tidal oscillations (4 tidal components) were added to the height of the sea surface for the correct reproduction of the dynamic barotropic field. The model's time step was 180 s and the simulation ran for 5 years showing dynamic stability over time. All numerical information used in this work is related to the last year of simulation. The analysis of the horizontal distribution of relative vorticity (10−5. s−1) and intensity of current (m. s−1) variables were performed at two depths (30 m and 70 m) in two distinct periods (February and August) of the 5th year in

CROCO simulation to study the special and temporal variability of the WBC in the RN shelf break zone.

Then vertical sections of speed were selected in the same location of bathymetric profiles (P1, P2, P3, P4,

P5, and P6) to aid the understanding of the circulation of the area.

The horizontal analysis was made considering eddies as oceanic features characterized by closed streamlines that have structured flows associated with an isolated mass of water with anomalous characteristics (e.g. speed, relative vorticity) of those surrounding the feature (e.g Flierl, 1979). The meanders were considered as vortices superimposed by a basic flow.

The movement of vortices near the continental shelf is driven by the conservation of potential vorticity, which is described by the following simplified equation:

= [Eq. 01]

"Vr" is relative vorticity and it is related to velocity shear, "f" is the Coriolis parameter representing planetary vorticity, c is constant and “H” is the depth, which indicates that in the case of coastal vortex movement, the bottom depth directly influences the current circulation setting (Granata et al., 2004;

Tenreiro et al., 2006). In this study, the influence of “f” becomes negligible once it is a small area compared to the globe, thus the relative vorticity is predominant in the region.

3. Results

3.1 Margin Physiography of RN

The continental shelf of the studied area presents a great variation of thickness along its margin

(Fig. 3). In the eastern part, the total width and depth reach, respectively, about 22 km and 166 m (a in Fig.

3), reaching 55 km and 73 m in the northeast (b, c and d in Fig. 3), and being below 40 km in width and 46 m- depth in the northern portion of the state ( e and f in Fig.3). The inner shelf in both sectors is delimited by the 25 m isobath, with the gradient varying from 0.0048° to 0.77 °, while the outer shelf varies from

0.25° to 1.38°. The slope of the eastern portion (Fig. 3a) has a higher topographic gradient, between 12° and 14°, with a smooth trend towards the ocean basin.

In the Touros High region (b, c and d in Fig, 3), the continental shelf is shallow and wide, presenting a slope with two steeper regions separated by a smoother topography at the northeast of the margin (b and c in Fig. 3). The gradient of the upper slope of this region turns around 6 ° to 12°, whose

49 depth goes from ~70 m (c in Fig. 3) to ~750 m (b in Fig.3). On the lower slope, the gradient varies between

5° (b in Fig. 3) and 12° (d in Fig. 3).

In the northern sector of the margin, it is possible to notice that the shelf becomes narrower and the slope steeper in P5(e in Fig. 3). However, in the western part of the study area, the lower slope has a low topographic gradient (f in Fig. 3). In the first case (e in Fig. 3), the shelf has a width of around 29 km, upper slope depth beginning in 46 m and ends in 303 m with a gradient of 7°. In the second case P6(f in

Fig.3), the shelf width and shelf break depth are 37 km and 46 m, respectively, and the upper slope gradient is around 8°. In the first case P5(e in Fig. 3), there is a steeper slope trend linking the slope to the ocean basin, while at P6 (f in Fig.3) this trend is smooth. In the transition between the eastern portion and the

Touros High, the continental shelf passes from narrow and steep to a wide and smooth. It then becomes sharpened and tilted near the P5 profile (e in Fig.3), re-extending and smoothing its slope in the region near the incised valleys (near P6 in Fig.3f).

Fig. 4 - Bathymetric profiles in: Eastern Sector (P1), Touros High region (P2, P3, P4) and Northern Sector (P5 and P6). Note that P2 and P3 have a shallow (<1000 m) and almost horizontal step between upper and lower continental slope.

3.2 Currents Circulation

The horizontal distribution of the hydrographic variables of velocity and relative vorticity corresponding to the months of August and February was analyzed for a more detailed understanding of the seasonal variability. Two strategical depths were analyzed; the first one inside the mixed layer (30 m) and the second over the thermocline depth (70 m) with the intention to investigate if the topographic induced perturbations can propagate over the thermocline and reach the mixed layer. The velocity intensity analysis of the model showed that the regions with higher current velocity were confined to the eastern and Touros

High slope (Fig. 5). Near the surface (30 m) (Fig. 5 - A and C) the horizontal pattern showed a spatial and temporal variability between the observed months. In the eastern slope, the maximum speed ranged from

0.7 m.s−1 to 1.1 m.s−1, and in the northern slope the lower speeds range from 0.1 m.s−1 0.6 m.s−1(Fig. 5).

At this depth, it is possible to observe a closed motion of NBUC streamlines representing the formation of the Potiguar Eddy and Meander (PE and PM) (Fig. 5A and 5C) predicted and studied by

Krelling (2014). The results from CROCO model showed the eddy formation during periods when the fastest NBUC cell surpasses the Touros High and the formation frequency seems to be occurred every 4 days in February and 10-13 days in August, while the meander arises during periods when the NBUC is slower on the eastern slope.

An accelerated current flow (0.6 m.s−1) was also observed offshore of the northern sector with greater latitudinal extension in August (Fig. 5C) than in February (Fig. 5A), flowing from westward (Fig.

5C), and coinciding with the PM formation periods. At the depth of 70 m (Fig. 5B and 5D), the highest value of speed observed was also from the NBUC in the eastern slope region to the Touros High, with the maximum speed ranging from 0.8 m.s−1 to 1.0 m.s−1 in February and August (Fig. 5B and 5D). In the northern sector of the study area there is a more turbulent NBUC recirculation in August (Fig. 5D), with the formation of the PE and acceleration of the current near slope. In February the recirculation occurs less turbulently (Fig. 5B), flowing eastward near the northern slope.

The relative vorticity map (Fig. 6) also indicates that the region with the highest contrast begins in the eastern sector, with 5x10−5 near the slope (~ 35ºW) parallel to flow with -5x10−5 (~ 34.5ºW) offshore, both moving northward. Upon passing the Touros High, this cell shifts to NNW at both months and depths

(30 m and 70 m), undergoing a local counterclockwise recirculation towards WNW until it reaches the continental shelf at approximately 37ºW (Fig. 6).

Fig. 5 - The numerical models of boundary currents with the mean speed in (A) February - isobath of 30 m, (B) February – isobath of 70 m, (C) August - isobath of 30 m, (D) August- isobath of 70 m. The NBUC cell is notable in the regions with higher values of speed.

Fig. 6 - The numerical models of boundary currents with the relative vorticity represented in the color scale (s-¹) (A) February - isobath of 30 m, (B) February – isobath of 70 m, (C) August - isobath of 30m, (D) August- isobath of 70 m. Note the higher values of relative vorticity near the shelf break zone.

In order to analyze the current circulation and its interaction with the continental slope in three dimensions, 6 vertical velocity sections from the CROCO model were selected over the bathymetric profiles’ localization (Fig. 7 and 8) for February and August. In February (Fig. 7), the NBUC core varies from 0 to 98 m deep in the eastern part of the RN shelf (Fig. 7A), reaching 1 m. s−1 northward/northwestward at P2, P3, and P4 (B, C and D in Fig.7). In distance, the nucleus ranges from 37 to 71 km in P2(Fig 7B), 43 to 82 km in P3 (Fig. 7C) and 61 to 100 km in P4 section (Fig. 7D). However, the NBUC velocity has quite a decrease in P5 (0.6 m.s−1 in Fig. 7E) and P6 (0.4 m.s−1 in Fig. 7F) with a decrease in the depth (~120 m in Fig. 7E), while in P6 (Fig. 7F) there is no core but an area with constant speed (~0.4 m.s−1) near-surface.

Fig. 7 - Velocity Vertical Sections (over bathymetric profiles) corresponding to February, in m.s^(-1). (A) P1 in the eastern sector showing the NBUC core in red near the slope; (B), (C) and (D) correspond to P2, P3, and P4 in Touros High region. Note the approach of NBUC core to outer shelf and slope ; (E) and (F) correspond to northern bathymetric profiles (P5 and P6) showing the displacement of the NBUC core to offshore.

In August (Fig. 8), it is notable the reaching of NBUC core on the continental shelf and the slope in P2 to P4 (Touros High area) where there is an abrupt change in the continental shelf width. The core speed varies from 0.8 m.s−1 in P1 (Fig. 8A) to 1 m.s-¹ in P2, P3, and P4 (B, C and D in Fig. 8), with the following decrease to 0.7 m.s−1 and 0.4 m.s−1 on offshore part of P5 (Fig. 8E) and P6 (Fig. 8F), respectively. The northern sections show that the NBUC core vertical thickness decreases downstream, going from surface to 191 m deep in P4 (Fig. 8D). In P5 (Fig. 8E) there are two cores, one with higher speed from 0 to 27 m and the second reaching only 285 m in P5. And in P6 (Fig. 8F) the NBUC core has no significant vertical thickness. The eastern and Touros High sections (A, B and C in Fig. 8) show that

NBUC effects extend to 100 km going from near-surface to 600 m (Fig.8), while the distance of core goes from ~30 km to ~61 km in P2 (Fig. 8B), from ~37 km to 82 km in P3 (Fig. 8C) and ~46 km to ~100 km in

P4 (Fig. 8D).

Overall, there is no significant vertical variation between these months. However, some characteristics of the current speed core are common in both periods analyzed, such as: greater vertical extension in the eastern (A, B and C in Fig. 7 and 8) than in the northern sector (D, E and F in Fig. 7 and

8). The vertical length of the core has a quite decrease when the current surpasses Touros High region (B,

C and D in Fig. 7 and 8), while its distance from coastline increases as the NBUC moves to northern sector of the studied area (Fig. 7E and 8E). In addition, the NBUC speed intensifies in Touros High area (B, C and D in Fig.7 and 8) reaching more than 1 m.s−1 in both months.

Fig. 817 - Velocity Vertical Sections (over bathymetric profiles) corresponding to August, in m.s^(-1). (A) P1 in the eastern sector showing the NBUC core in red near the slope; (B), (C) and (D) correspond to P2, P3, and P4 in Touros High region. Note the displacement of the NBUC core onto the continental shelf and slope ; (E) and (F) correspond to northern bathymetric profiles (P5 and P6) showing the displacement of the NBUC core to offshore.

Tabel 01 – Current parameters from the in situ measured data (1) and from CROCO simulation (2) (see

Fig. 1 for location).

Fig. 9 - Schematic diagram showing the hydrodynamics circulation associated with margin physiography and geomorphologic features (based on Almeida et al. (2015) and Nascimento Silva et al. (2018)) on the outer shelf. NBUC – North Brazil Under Current; E.S – Eastern Sector; N.S – Northern Sector; PE – Potiguar Eddy.

5. Discussion

NBUC vertical velocity sections (Fig. 7 and 8) showed that the regions with the highest intensity correspond to the Touros High region, and the less intensity corresponds to the offshore part of northern sector where the PE forms and the NBUC core does not interact with the upper slope of the continental shelf. In February, sections P2 and P3 (B and C in Fig. 7) showed the best correlation with bathymetry, i.e., where the distances and depths of the NBUC nucleus coincided with the distance of some physiographic features (outer shelf break and upper slope). Among these, P3 (Fig. 7C) has the best vertical and horizontal correlation, since the velocity nucleus is between 43 and 82 km away from the coast, and the bathymetric profile P3 showed that this region corresponds to the zone of the outer shelf and the upper slope. The core depth range (~0-220 m) also covers the depth of the shelf break and upper slope (~73-336 m) in this region

(Fig. 7C).

In relation to August, the speed sections that showed a better correlation with bathymetry were also P2, P3, and P4 (B, C and D in Fig. 8). However, in this month, the NBUC core not only encompasses the slope region (both in depth and distance) but also goes to onshore direction onto the continental shelf and extending to the sea surface. This onshore displacement and acceleration of the surface current seems to be associated with the increased intensity of trade winds perpendicular to the east coast because of the northward shift of the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) (Hastenrath, 2006; Hastenrath and Greischar,

1993; Vital et al., 2010, 2008).

The horizontal analysis showed the latitudinal extent of ITCZ influence on NBUC movement, causing a basic westward flow that overlaps the PE and turns it into a meander. It even may contribute to the predominance of this feature rather than the vortex in the northern region during August. A similar influence of wind direction on meander formation was observed on the California shelf (Strub and James,

2000). In February, when the trade winds are weaker because of the southward shift of the ITCZ, the NBUC streamlines are closed and well structured (Fig. 6A), forming the PE for a longer time period than observed in August. However, in both periods the NBUC speeds up as it passes through the Touros High region, going northwestward and then westward with a rotate motion of the streamlines forming the vortex. This phenomenon occurs in February and in August (A and B in Fig.5) showing that not only the ITCZ influences the regional circulation and, thus, ITCZ does not control directly the formation of the PE (Fig. 9).

Considering the physiographic data taken from the bathymetric profiles and the hydrographic information of the velocity sections, the PE is the result from interactions between ocean current and margin physiography, driven by the topographic steering which relates to conservation of potential vorticity.

Thus, the flow follows the lines of constant potential vorticity alongshore (e.g Gjevik et al., 2002;

Skarohamar and Svendsen, 2005) on eastern shelf, and the accelerated flow meets a shadow region in the northern slope after passing the Touros High, i.e., where the current speed approaches zero. The abrupt change of direction of N-S margin physiography to W-E and the high speed of NBUC in the east sector, does not allow the flow to follow this change of margin contour, forming a shadow zone where recirculation has almost zero velocity. This contrast causes fluid rotation motion because of the velocity shear and results in the PE formation.

Relative vorticity maps (Fig. 6) also corroborate this interpretation, showing the region where its intensity is positive corresponds to the central region of the PE and controls the direction of rotation of this feature. This parameter is directly related to the velocity shear, so the regions where the relative vorticity

57 stands out positively also coincide with the higher horizontal variation of NBUC velocity (Eastern Sector slope area and center of the PE). Since conservation of potential vorticity establishes an inversely proportional relationship between relative vorticity and water column depth (e.g Granata et al., 2004;

Tenreiro et al., 2006), the NBUC core is confined to the continental slope region in most of the profiles in the eastern part (e.g B, C and D in Fig.8). The velocity in the northern slope is much lower than in the eastern mainly caused by the direction change of the continental margin.

The occurrence of vortices is not limited only to the northern sector of the study area. In the eastern slope, these features also occur, although on a much smaller scale than the PE. This phenomenon is explained by the Boundary-Layer theory (e.g Alam and Sandham, 2000) which indicates that in the zone of interaction between the fluid and a solid layer (the continental margin in this case) where friction occurs may form a vorticial flow limited to the slope area. However, the change of margin physiography at Touros

High forms a large longitudinal area with no physiographic influence on the NBUC core in the northern part. Thus, this feature enables the recirculation pattern and consequently the emergence of the PE on a regional scale in this sector.

Callbeck et al. (2017) show anticyclonic vortices as controllers of cold and nutrient-rich water masses upwelling (e.g Correa-Ramirez et al., 2007). Allen and Hickey (2010) and Aguiar et al. (2018) associate submarine canyons also with upwelling controllers and nutrient-rich water channelers to the continental shelf. In the northern outer shelf and slope, there is a large canyon system (Almeida et al., 2015) connected with the Açu reef field in a mesophotic region on the outer shelf (Nascimento Silva et al.,

2018)(Fig. 9) and the Açu shelf valley structure (Gomes et al., 2016). Recent studies reported evidences of upwelling and nutrient enrichment of the Açu reef system and Açu Incised Valley (Eichler et al., 2019;

Gomes et al., 2020; Rovira et al., 2019). Therefore, the circulation patterns of NBUC, associated with the

PE-PM, observed in the models here presented to the northeastern Brazil is confirmatory for previous evidences of favorable conditions for nutrient resurgence onto this continental shelf.

6. Conclusion

The interplay between margin physiography and the WBC circulation is the main large hydrodynamic ocean processes in the northeast of South America, particularly at the Rio Grande do Norte

(RN), NE Brazil. The physiography of the margin is characterized by latitudinal and longitudinal changes of the morphology with expressive variations in the topographic gradient, width, and depth. RN outer

58 shelves are influenced by the NBUC that flows northward to the eastern margin, accelerating in the Touros

High region and being a quasi-stationary current circulation in the northern margin that represents the observed shadow zone. The Potiguar Eddy (PE) occurs in the northern part in both February and August.

However, there was an alternation between vortices and meanders, the latter being predominant in August, when the trade winds are most intense, affecting the east and west of the study area. Thus, the formation of meanders has a great influence on wind intensity and, consequently, of ITCZ position throughout the year.

The PE, otherwise, is not directly related to trade winds but to the patterns of the continental margin. The integration of bathymetric profiles and velocity sections revealed that NBUC circulation is strongly controlled by the conservation of potential vorticity in this region, which influences even in the velocity intensity, once the current speeds up in shallower environments. In addition, PE formation is controlled by the velocity shear, caused by the contrast between NBUC velocity and quasi-stationary circulation region in the northern slope. Relative vorticity data corroborate this pattern showing a correlation between the highest velocity area and the highest relative vorticity, besides justifying the anticyclonic PE rotation.

Although eddy formation might occur in both the northern and eastern sectors because of current friction with bathymetric roughness, margin contour direction is the decisive factor for the PE to reach large dimensions and to influence the vortex on a regional scale. Therefore, the circulation patterns observed may explain the ecological and sedimentation differences between the north and east shelf evolution. Further research focusing on local hydrodynamics would aid understanding of the signatures and hydrodynamics control in this newly found eddy system.

Acknowledgments

This research was funded by the projects: Ciências do Mar II 23038.004320/2014-11 (CAPES) and

425220/2018-4 (CNPq). To the CAPES for the scholarship of Martin UD and to the CNPq for the research grant (PQ 302483/2019-5) to the Gomes MP. This is a contribution to INCT AmbTropic (CNPq/FAPESB).

Special thanks go to the fellows of the GGEMMA Group at the Federal University of Rio Grande do Norte, who made the sea-based part of this research possible.

References

Aguiar, A.L., Cirano, M., Marta-Almeida, M., Lessa, G.C., Valle-Levinson, A., 2018. Upwelling

processes along the South Equatorial Current bifurcation region and the Salvador Canyon (13°S),

Brazil. Cont. Shelf Res. 171, 77–96. https://doi.org/10.1016/j.csr.2018.10.001

Alam, M., Sandham, N.D., 2000. Direct numerical simulation of “short” laminar separation bubbles with

turbulent reattachment. J. Fluid Mech. 403, 223–250. https://doi.org/10.1017/S0022112099007119

Allen, S.E., Hickey, B.M., 2010. Dynamics of advection-driven upwelling over a shelf break submarine

canyon. J. Geophys. Res. Ocean. 115, 1–20. https://doi.org/10.1029/2009JC005731

Almeida, N.M. de, Vital, H., Gomes, M.P., 2015. Morphology of submarine canyons along the

continental margin of the Potiguar Basin, NE Brazil. Mar. Pet. Geol. 68, 307–324.

https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2015.08.035

Bastos, A.C., Amado-filho, G.M., Moura, R.L., Sampaio, M., Bassi, D., Braga, J.C., 2016. Origin and

sedimentary evolution of sinkholes (buracas) in the Abrolhos continental shelf, Brazil. Palaeogeogr.

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 462, 101–111. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2016.09.009

Bastos, A.C., Quaresma, V.S., Marangoni, M.B., D’Agostini, D.P., Bourguignon, S.N., Cetto, P.H., Silva,

A.E., Filho, G.M.A., Moura, R.L., Collins, M., 2015. Journal of South American Earth Sciences

Shelf morphology as an indicator of sedimentary regimes : A synthesis from a mixed siliciclastic e

carbonate shelf on the eastern Brazilian margin. J. South Am. Earth Sci. 63, 125–136.

https://doi.org/10.1016/j.jsames.2015.07.003

Callbeck, C.M., Lavik, G., Stramma, L., Kuypers, M.M.M., Bristow, L.A., 2017. Enhanced nitrogen loss

by eddy-induced vertical transport in the offshore peruvian oxygen minimum zone. PLoS One 12,

1–18. https://doi.org/10.1371/journal.pone.0170059

Cintra, M.M., Lentini, C.A.D., Servain, J., Araujo, M., Marone, E., 2015. Physical processes that drive

the seasonal evolution of the Southwestern Tropical Atlantic Warm Pool. Dyn. Atmos. Ocean. 72,

1–11. https://doi.org/10.1016/j.dynatmoce.2015.08.001

Correa-Ramirez, M.A., Hormazábal, S., Yuras, G., 2007. Mesoscale eddies and high chlorophyll

concentrations off central Chile (29°-39°S). Geophys. Res. Lett. 34, 2–6.

https://doi.org/10.1029/2007GL029541

Cotté, C., Park, Y.H., Guinet, C., Bost, C.A., 2007. Movements of foraging king penguins through marine

mesoscale eddies. Proc. R. Soc. B Biol. Sci. 274, 2385–2391.

https://doi.org/10.1098/rspb.2007.0775

Da Silva, A.C., Araújo, M., Bourlès, B., 2005. Variação sazonal da estrutura de massas de água na

plataforma continental do amazonas e area oceánica adjacente. Rev. Bras. Geofis. 23, 145–157.

https://doi.org/10.1590/s0102-261x2005000200004 de Mahiques, M.M., Siegle, E., Francini-Filho, R.B., Thompson, F.L., de Rezende, C.E., Gomes, J.D.,

Asp, N.E., 2019. Insights on the evolution of the living Great Amazon Reef System, equatorial

West Atlantic. Nature 9, 1–8. https://doi.org/10.1038/s41598-019-50245-6

Eichler, P.P.B., Nascimento Silva, L.L. do, Andrade, A.U. de, Martins, J.F. de O., Farias, C.L.C. de,

Moura, D.S., Amorim, A., Marinho, L., Vital, H., Gomes, M.P., 2019. Organically enriched

sediments and foraminiferal species from the Açu Reef , indicators of upwelling in NE Brazil ?

Mar. Geol. 417, 106016. https://doi.org/10.1016/j.margeo.2019.106016

Flemming, B.W., 1981. the Southeast African Continental Margin. Africa (Lond). 42, 259–277.

Flierl, G.R., 1979. A Simple Model for the Structure of Warm and Cold Core Rings 84, 781–785.

Franco-Fraguas, P., Burone, L., Mahiques, M., Ortega, L., Urien, C., Muñoz, A., López, G., Marin, Y.,

Carranza, A., Lahuerta, N., de Mello, C., 2014. Hydrodynamic and geomorphological controls on

surface sedimentation at the Subtropical Shelf Front / Brazil-Malvinas Confluence transition off

Uruguay (Southwestern Atlantic Continental Margin). Mar. Geol. 349, 24–36.

https://doi.org/10.1016/j.margeo.2013.12.010

Ghisolfi, R.D., Silva, M.P. Da, Santos, F.T. Dos, Servino, R.N., Cirano, M., Thompson, F.L., 2015.

Physical forcing mechanisms controlling the variability of chlorophyll-a over the royal-charlotte

and abrolhos banks-eastern brazilian shelf. PLoS One 10, 1–21.

https://doi.org/10.1371/journal.pone.0117082

Gjevik, B., Moe, H., Ommundsen, A., 2002. Idealized model simulations of barotropic flow on the

Catalan shelf. Cont. Shelf Res. 22, 173–198. https://doi.org/10.1016/S0278-4343(01)00053-X

Goes, M., Molinari, R., Da Silveira, I., Wainer, I., 2005. Retroflections of the North Brazil Current during

February 2002. Deep. Res. Part I Oceanogr. Res. Pap. 52, 647–667.

https://doi.org/10.1016/j.dsr.2004.10.010

Gomes, M.P., Vital, H., Bezerra, F.H.R., de Castro, D.L., Macedo, J.W. d. P., 2014. The interplay

between structural inheritance and morphology in the Equatorial Continental Shelf of Brazil. Mar.

Geol. 355, 150–161. https://doi.org/10.1016/j.margeo.2014.06.002

Gomes, M.P., Vital, H., Eichler, P.P.B., Gupta, B.K.S., 2015. The investigation of a mixed carbonate-

siliciclastic shelf, NE Brazil: Side-scan sonar imagery, underwater photography, and surface-

sediment data. Ital. J. Geosci. 134, 9–22. https://doi.org/10.3301/IJG.2014.08

Gomes, M.P., Vital, H., Silva, L.L.N., Eichler, P.B., 2020. Nature and condition of outer shelf habitats on

the drowned Açu Reef , Northeast Brazil, in: Seafloor Geomorphology as Benthic Habitat. Elsevier

Inc., pp. 571–586. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-814960-7.00034-8

Gomes, M.P., Vital, H., Stattegger, K., Schwarzer, K., 2016. Bedrock control on the Assu Incised Valley

morphology and sedimentation in the Brazilian Equatorial Shelf. Int. J. Sediment Res. 31, 181–193.

https://doi.org/10.1016/j.ijsrc.2015.04.002

Granata, T.C., Estrada, M., Zika, U., Merry, C., 2004. Evidence for enhanced primary production

resulting from relative vorticity induced upwelling in the Catalan Current. Sci. Mar. 68, 113–119.

https://doi.org/10.3989/scimar.2004.68s1113

Hamilton, P., Fargion, G.S., Biggs, D.C., 1999. Loop current eddy paths in the western Gulf of Mexico. J.

Phys. Oceanogr. 29, 1180–1207. https://doi.org/10.1175/1520-

0485(1999)029<1180:LCEPIT>2.0.CO;2

Hastenrath, S., 2006. Circulation and teleconnection mechanisms of Northeast Brazil droughts. Prog.

Oceanogr. 70, 407–415. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2005.07.004

Hastenrath, S., Greischar, L., 1993. Circulation Mechanisms Related to Northeast Brazil Rainfall

Anomalies. J. Geophys. Res. 98, 5093–5102. https://doi.org/https://doi.org/10.1029/92JD02646

Krelling, A.P.M., 2014. The Potiguar Eddy: a subsurface anticyclone associated with the North Brazil

Undercurrent at 4o S. University of São Paulo/University of Masachussetts.

https://doi.org/10.11606/T.21.2015.tde-29042015-090550

Leipper, D., 1970. Sequence of Current Patterns in the Gulf of Mexico. J Geophys Res 75, 637–657.

https://doi.org/10.1029/jc075i003p00637

Lumpkin, R., Garzoli, S.L., 2005. Near-surface circulation in the Tropical Atlantic Ocean. Deep. Res.

Part I Oceanogr. Res. Pap. 52, 495–518. https://doi.org/10.1016/j.dsr.2004.09.001

Martins, L.R., Coutinho, P.N., 1981. The Brazilian continental margin. Earth Sci. Rev. 17, 87–107.

https://doi.org/10.1016/0012-8252(81)90007-6

Moore, T.S., Matear, R.J., Marra, J., Clementson, L., 2007. Phytoplankton variability off the Western

Australian Coast: Mesoscale eddies and their role in cross-shelf exchange. Deep. Res. Part II Top.

Stud. Oceanogr. 54, 943–960. https://doi.org/10.1016/j.dsr2.2007.02.006

Moura, R.L., Amado-filho, G.M., Moraes, F.C., Brasileiro, P.S., Salomon, P.S., Mahiques, M.M., Bastos,

A.C., Almeida, M.G., Jr, J.M.S., Araujo, B.F., Brito, F.P., Rangel, T.P., Oliveira, B.C. V, Bahia,

R.G., Paranhos, R.P., Dias, R.J.S., Siegle, E., Jr, A.G.F., Pereira, R.C., Leal, C. V, Hajdu, E., Asp,

N.E., Gregoracci, G.B., Neumann-leitão, S., Yager, P.L., Francini-filho, R.B., Fróes, A., Campeão,

M., Silva, B.S., Moreira, A.P.B., Oliveira, L., Soares, A.C., Araujo, L., Oliveira, N.L., Teixeira,

J.B., Valle, R.A.B., Thompson, C.C., Rezende, C.E., Thompson, F.L., 2016. An extensive reef

system at the Amazon River mouth. Mar. Ecosyst. 2, 1–12. https://doi.org/10.1126/sciadv.1501252

Nagai, R.H., Sousa, S.H.M., Mahiques, M.M., 2014. The southern Brazilian shelf, in: Continental Shelves

of the World: Their Evolution During the Last Glacio-Eustatic Cycle. pp. 47–54.

https://doi.org/http://dx.doi.org/10.1144/M41.5

Nascimento Silva, L.L. do, Gomes, M.P., Vital, H., 2018. The Açu Reef morphology, distribution, and

inter reef sedimentation on the outer shelf of the NE Brazil equatorial margin. Cont. Shelf Res. 160,

10–22. https://doi.org/10.1016/j.csr.2018.03.011

Nascimento Silva, L.L., Gomes, M.P., 2019. Statistical approach on mixed carbonate-siliciclastic

sediments of the NE Brazilian outer shelf. https://doi.org/https://doi.org/10.1007/s00367-019-

00625-8

NGDC, 2001. National Geophysical Data Center(NGDC). ETOPO2 Global 2’ Elevations [CD-ROM].

Boulder, Colorado, USA: U.S. Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric

Administration.

Oey, L.-Y., Ezer, T., Lee, H.C.-., 2005. Loop Current, rings and related circulation in the Gulf of Mexico:

A review of numerical Models and Future Challenges. Geophys. Monogr. Ser. 161, 31–56.

Penven, P., Marchesiello, P., Debreu, L., 2008. Software tools for pre- and post-processing of oceanic

regional simulations 23, 2007–2009. https://doi.org/10.1016/j.envsoft.2007.07.004

Peterson, R.G., Stramma, L., 1991. Upper-level circulation in the South Atlantic Ocean. Prog. Oceanogr.

26, 1–73. https://doi.org/10.1016/0079-6611(91)90006-8

Philander, S.G.H., Pacanowski, R.C., 1980. The generation of equatorial currents. J. Geophys. Res. 85,

1123. https://doi.org/10.1029/jc085ic02p01123

Rennie, S.J., Pattiaratchi, C.B., McCauley, R.D., 2009. Numerical simulation of the circulation within the

Perth Submarine Canyon, Western Australia. Cont. Shelf Res. 29, 2020–2036.

https://doi.org/10.1016/j.csr.2009.04.010

Richards, W.J., McGowan, M.F., Leming, T., Lamkin, J.T., Kelley, S., 1993. Larval fish assemblages at

the Loop Current boundary in the Gulf of Mexico. Bull. Mar. Sci. 53, 475–537.

Rodrigues, R.R., Rothstein, L.M., Wimbush, M., 2007. Seasonal Variability of the South Equatorial

Current Bifurcation in the Atlantic Ocean: A Numerical Study. J. Phys. Oceanogr. 37, 16–30.

https://doi.org/10.1175/jpo2983.1

Rovira, D.P.T., Gomes, M.P., Longo, G.O., 2019. Underwater valley at the continental shelf structures

benthic and fish assemblages of biogenic reefs. Estuar. Coast. Shelf Sci. 224, 245–252.

https://doi.org/10.1016/j.ecss.2019.05.001

Schott, F.A., Brandt, P., Hamann, M., Fischer, J., Stramma, L., 2002. On the boundary flow off Brazil at

5-10°S and its connection to the interior tropical Atlantic. Geophys. Res. Lett. 29, 21-1-21–4.

https://doi.org/10.1029/2002gl014786

Schott, F.A., Dengler, M., Brandt, P., Affler, K., Fischer, J., Bourlès, B., Gouriou, Y., Molinari, R.L.,

Rhein, M., 2003. The zonal currents and transports at 35°W in the tropical Atlantic. Geophys. Res.

Lett. 30, 35–38. https://doi.org/10.1029/2002GL016849

Schott, F.A., Fischer, J., Stramma, L., 1998. Transports and pathways of the upper-layer circulation in the

western tropical Atlantic. J. Phys. Oceanogr. 28, 1904–1928. https://doi.org/10.1175/1520-

0485(1998)028<1904:TAPOTU>2.0.CO;2

Shchepetkin, A., McWilliams, J., 2009. Computational kernel algorithms for fine- scale, multi-process,

long-term oceanic simulations. Handb. Numer. Anal. Vol. XIV Comput. Methods Ocean Atmos. P.

G. Ciarlet, Ed. R. Temam J. Tribbia, guest eds., Elsevier Sci. pp. 121-183.

Shchepetkin, A.F., McWilliams, J.C., 2005. The regional oceanic modeling system (ROMS): A split-

explicit, free-surface, topography-following-coordinate oceanic model. Ocean Model. 9, 347–404.

https://doi.org/10.1016/j.ocemod.2004.08.002

Shchepetkin, A.F., McWilliams, J.C., 2003. A method for computing horizontal pressure-gradient force in

an oceanic model with a nonaligned vertical coordinate. J. Geophys. Res. C Ocean. 108, 35–1.

https://doi.org/10.1029/2001jc001047

Silveira, I.C.A., Schmidt, A.C.K., Campos, E.J.D., Godoi, S.S. de, Ikeda, Y., 2000. A Corrente do Brasil

ao Largo da Costa Leste Brasileira. Rev. Bras. Oceanogr. da USP 48, 171–183.

https://doi.org/10.1136/bmj.j3567

Simon, T., Pinheiro, H.T., Moura, R.L., Carvalho-Filho, A., Rocha, L.A., Martins, A.S., Mazzei, E.,

Francini-Filho, R.B., Amado-Filho, G.M., Joyeux, J.C., 2016. Mesophotic fishes of the Abrolhos

Shelf, the largest reef ecosystem in the South Atlantic. J. Fish Biol. 89, 990–1001.

https://doi.org/10.1111/jfb.12967

Skarohamar, J., Svendsen, H., 2005. Circulation and shelf-ocean interaction off North Norway. Cont.

Shelf Res. 25, 1541–1560. https://doi.org/10.1016/j.csr.2005.04.007

Smith, W.H.F., Sandwell, D.T., 1997. Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth

soundings. Science (80-. ). 277, 1956–1962. https://doi.org/10.1126/science.277.5334.1956

Stramma, L., Schott, F., 1999. The mean flow field of the tropical Atlantic Ocean. Deep. Res. Part II Top.

Stud. Oceanogr. 46, 279–303. https://doi.org/10.1016/S0967-0645(98)00109-X

Strub, P.T., James, C., 2000. Altimeter-derived variability of surface velocities in the California Current

System: 2. Seasonal circulation and eddy statistics. Deep. Res. Part II Top. Stud. Oceanogr.

https://doi.org/10.1016/S0967-0645(99)00129-0

Tenreiro, M., Sansón, L.Z., van Heijst, G.J.F., 2006. Interaction of dipolar vortices with a step-like

topography. Phys. Fluids 18. https://doi.org/10.1063/1.2204070

Vidal, V.M. V., Vidal, F. V., Pérez-Molero, J.M., 1992. Collision of a loop current anticyclonic ring

against the continental shelf slope of the western Gulf of Mexico. J. Geophys. Res. 97, 2155.

https://doi.org/10.1029/91jc00486

Vital, H., 2014. Chapter 4 The north and northeast Brazilian tropical shelves. Cont. Shelves World Their

Evol. Dur. Last Glacio-Eustatic Cycle. Geol. 35–46. https://doi.org/http://dx.doi.org/10.1144/M41.4

Vital, H., Gomes, M.P., Tabosa, W.F., Frazão, E.P., Luiz, C., 2010. Characterization Of The Brazilian

Continental Shelf Adjacent To Rio Grande Do Norte State , Ne Brazil. Brazilian J. Oceanogr. 58,

43–54. https://doi.org/http://dx.doi.org/10.1590/S1679-87592010000500005

Vital, H., Stattegger, K., Amaro, V.E., Schwarzer, K., Frazão, E.P., Tabosa, W.F., Silveira, I.M., 2008. A

Modern High-Energy Siliciclastic–Carbonate Platform: Continental Shelf Adjacent to Northern Rio

Grande Do Norte State, Northeastern Brazil. J. Sediment. 90, 177–190.

https://doi.org/10.2110/pec.08.90.0177

Welsh, S.E., Inoue, M., 2000. Loop Current rings and the deep circulation in the Gulf of Mexico. J.

Geophys. Res. Ocean. 105, 16951–16959. https://doi.org/10.1029/2000jc900054

Zhai, X., Greatbatch, R.J., Sheng, J., 2004. Diagnosing the role of eddies in driving the circulation of the

northwest Atlantic Ocean. Geophys. Res. Lett. 31, 1–4. https://doi.org/10.1029/2004GL021146

Capítulo 6 - Considerações Finais

6.1 Conclusões

A integração entre batimetria e simulação numérica validada com dados S4 medidos in situ permitiu a identificação dos principais processos hidrodinâmicos e avaliação de controladores ambientais da circulação de CCOs no nordeste da América do Sul, particularmente na área externa e talude da plataforma do Rio Grande do Norte, no nordeste brasileiro. A área de estudo é influenciada pelo SNB, que flui para o norte na margem leste, acelerando na região do alto de Touros. Enquanto no talude setentrional, a circulação de corrente é quase estacionária e representa a zona de sombra observada nos mapas horizontais do modelo numérico. O vórtice está presente na parte norte em ambos os períodos analisados (fevereiro e agosto), entretanto, houve uma alternância entre a formação dessa feição e do meandro. Tanto o deslocamento do núcleo da SNB em direção onshore quanto a predominância de meandros na direção E-W em agosto estão possivelmente associados à posição da Zona de Convergência Intertropical, que está mais ao norte nesse mês e consequentemente os ventos estão mais fortes e incidindo em direção a oeste na plataforma. Em contra partida, em fevereiro o núcleo da SNB está mais distante da costa, possivelmente devido ao deslocamento da ZCIT para sul e diminuição da intensidade dos ventos E-W que resultaria na predominância de vórtices na região. Além disso, a profundidade e distância do núcleo da corrente na plataforma oriental apresentam uma boa correlação com a profundidade e distância do talude superior, principalmente na região do Alto de Touros, além de ser nesta região a ocorrência da maior velocidade do núcleo. Sendo assim, essa boa correlação dos resultados mostra que a corrente interage com a topografia do Alto de Touros, resultando em sua aceleração. Uma vez que a corrente é controlada pela conservação de vorticidade potencial em regiões rasas, isso explicaria por que houve aceleração no alto de Touros, onde a profundidade é menor. O cisalhamento de velocidade provocado pelo contraste de velocidade entre a SCNB nessa região e a zona de sombra da corrente (com velocidade inferior a 0.4m.s-¹) no talude setentrional por fim resulta na formação do vórtice Potiguar anticiclônico. Apesar da possível ocorrência de vórtices também no setor oriental devido ao atrito do fluido com a margem, a mudança da direção da fisiografia de N-S para E-W possibilitou a disponibilidade de um limite espacial maior para que o cisalhamento de velocidade resultasse na formação de um vórtice em dimensões regionais. A interação

68 desses eventos oceânicos com a borda da plataforma norte do RN pode explicar as diferenças ecológicas e de sedimentação no Holoceno entre as margens leste e norte. Sendo assim, estudos sobre a hidrodinâmica local na região externa da plataforma setentrional e oriental contribuiria para uma melhor compreensão da influência da circulação regional nos processos biológicos, sedimentares, e geomorfológicos nessas áreas.

Capítulo 7 – Referências

Referências

Abdul NA, Mortlock RA, Wright JD, Fairbanks RG (2016) Younger Dryas sea level and meltwater pulse 1B recorded in Barbados reef crest coral Acropora palmata. Paleoceanography 31:330–344. doi: 10.1002/2015PA002847 Aimola L, Moura M (2016) A Influência da Circulação de Revolvimento Meridional do Atlântico na Definição da Posição Média da ZCIT ao Norte do Equador. Uma Revisão. Rev Bras Meteorol 31:555–563. doi: 10.1590/0102- 7786312314b20150059 Allen SE, Hickey BM (2010) Dynamics of advection-driven upwelling over a shelf break submarine canyon. J Geophys Res Ocean 115:1–20. doi: 10.1029/2009JC005731 Almeida NM de, Vital H, Gomes MP (2015) Morphology of submarine canyons along the continental margin of the Potiguar Basin, NE Brazil. Mar Pet Geol 68:307–324. doi: 10.1016/j.marpetgeo.2015.08.035 Amaro VE, Araújo AB de (2008) Análise Multitemporal da Morfodinâmica da Região Costeira Setentrional do Nordeste do Brasil Entre os Municípios de Grossos e Tibau, Estado do Rio Grande do Norte. Rev Gestão Costeira Integr 8:77–100. doi: 10.5894/rgci140 Assireu AT, Santos FA, Fragoso MR, et al (2008) Evidências De Conservação De Vorticidade Potencial Ao Longo Da Costa Se / S Do Brasil a Partir De Derivadores Rastreados. ProOceano 1–7 Bargain A, Foglini F, Pairaud I, et al (2018) Predictive habitat modeling in two Mediterranean canyons including hydrodynamic variables. Prog Oceanogr 169:151–168. doi: 10.1016/j.pocean.2018.02.015 Batista CMA, Ferreira AL, Freitas VA, Tavares BL (2019) Bacia Pernambuco-Paraíba: Sumário Geológico e Setores em Oferta - Superintendência de Definição de Blocos SDB Bensi M (2006) Aplicação Do Correntômetro E Estuarinos Do Ceará E Paraíba - Nordeste Do Brasil E Estuarinos Do Ceará E Paraíba - Nordeste Do Brasil. Diss Mestr em Ciências Mar Trop 128 Bezerra FHR, Barreto AMF, Suguio K (2003) Holocene sea-level history on the Rio Grande do Norte State coast , Holocene sea-level history on the Rio Grande do Norte State coast , Brazil. 3227:. doi: 10.1016/S0025-3227(03)00044-6

Bird MI, Austin WEN, Wurster CM, et al (2010) Punctuated eustatic sea-level rise in the early mid-Holocene. Geology 38:803–806. doi: 10.1130/G31066.1 Boje R, Tomczak M (1978) Ecosystem Analysis and the Definition of Boundaries in Upwelling Regions. Upwelling Ecosyst 3–11. doi: 10.1007/978-3-642-66985-9_1 Boski T, Angulo RJ, Souza MC, et al (2015) Progradation rates of coastal barriers estimated from the 14 C age of soil organic matter. 30:9–18. doi: 10.1002/jqs.2753 Burk CA, Drake CL (1974) The Geology of Continental Margins, 1 st. Springer Science+Business Media, LLC, New York Calado L (2006) Dinâmica da interaçãoda atividade de meso-escala da Corrente do Brasil com o fenômeno da ressurgência costeira ao largo de Cabo Frio e Cabo de São Tomé , RJ. Universidade de São Paulo Callbeck CM, Lavik G, Stramma L, et al (2017) Enhanced nitrogen loss by eddy- induced vertical transport in the offshore peruvian oxygen minimum zone. PLoS One 12:1–18. doi: 10.1371/journal.pone.0170059 Chaves M, Vital H, Silveira I (2006) Beach morphodynamics of the Serra oil field, northeastern Brazil. J Coast Res 2004:594–597 Cintra MM, Lentini CAD, Servain J, et al (2015) Physical processes that drive the seasonal evolution of the Southwestern Tropical Atlantic Warm Pool. Dyn Atmos Ocean 72:1–11. doi: 10.1016/j.dynatmoce.2015.08.001 Citeau J, Cammas JP, Gouriou Y, et al (1985) Position de La Zone de Convergence a 28° Ouest et Temperature de Surface Oceanique. 8: Citeau J, Jean-Claude B, Demarcq H, Mahé G (1988) The watch of ITCZ migrations over the tropical atlantic ocean as an indicator in drought forecast over the sahelian area. Trop Ocean Newsl 45: Correa-Ramirez MA, Hormazábal S, Yuras G (2007) Mesoscale eddies and high chlorophyll concentrations off central Chile (29°-39°S). Geophys Res Lett 34:2–6. doi: 10.1029/2007GL029541 Cotté C, Park YH, Guinet C, Bost CA (2007) Movements of foraging king penguins through marine mesoscale eddies. Proc R Soc B Biol Sci 274:2385–2391. doi: 10.1098/rspb.2007.0775 Da Silveira ICA, De Miranda LB, Brown WS (1994) On the origins of the North Brazil Current. J Geophys Res 99:. doi: 10.1029/94jc01776 Damuth JE (1994) Neogene gravity tectonics and depositional processes on the deep Niger Delta continental margin. Mar Pet Geol 11:. doi: 10.1016/0264-

8172(94)90053-1 de Castro DL, Bezerra FHR, Sousa MOL, Fuck RA (2012) Influence of Neoproterozoic tectonic fabric on the origin of the Potiguar Basin, northeastern Brazil and its links with West Africa based on gravity and magnetic data. J Geodyn 54:29–42. doi: 10.1016/j.jog.2011.09.002 Dondurur D, Çifçi G (2007) Acoustic structure and recent sediment transport processes on the continental slope of Yeşili{dotless}rmak River fan, Eastern Black Sea. Mar Geol 237:37–53. doi: 10.1016/j.margeo.2006.10.035 Flemming BW (1981) the Southeast African Continental Margin. Africa (Lond) 42:259–277 Flierl GR (1979) A Simple Model for the Structure of Warm and Cold Core Rings. 84:781–785 Franco-Fraguas P, Burone L, Mahiques M, et al (2014) Hydrodynamic and geomorphological controls on surface sedimentation at the Subtropical Shelf Front / Brazil-Malvinas Confluence transition off Uruguay (Southwestern Atlantic Continental Margin). Mar Geol 349:24–36. doi: 10.1016/j.margeo.2013.12.010 Frazão EP (2005) Estudo Hidroacustico e hidrodinâmico da Plataforma Continental do Rio Grande do Norte: Sistemas Açu e Potegi.. Report, Universidade Federal do Rio Grande do Norte Garrison T (2009) Essentials of Oceanography, 5th edn. Brooks/Cole, Cengage Learning, Belmont-CA Gjevik B, Moe H, Ommundsen A (2002) Idealized model simulations of barotropic flow on the Catalan shelf. Cont Shelf Res 22:173–198. doi: 10.1016/S0278- 4343(01)00053-X Góis DMM (2008) Estudo Da Circulação Hidrodinâmica E Da Dispersão De Óleo Na Zona Costeira Entre Macau E Galinhos – Rn. Universidade Federal do Rio Grande do Norte Gomes MP, Vital H (2010) Revisão da compartimentação geomorfológica da Plataforma Continental Norte do Rio Grande do Norte, Brasil. Rev Bras Geociências 40:321–329. doi: 10.25249/0375-7536.2010403321329 Gomes MP, Vital H, Bezerra FHR, et al (2014) The interplay between structural inheritance and morphology in the Equatorial Continental Shelf of Brazil. Mar Geol 355:150–161. doi: 10.1016/j.margeo.2014.06.002 Gomes MP, Vital H, Eichler PPB, Gupta BKS (2015) The investigation of a mixed

carbonate-siliciclastic shelf, NE Brazil: Side-scan sonar imagery, underwater photography, and surface-sediment data. Ital J Geosci 134:9–22. doi: 10.3301/IJG.2014.08 Gomes MP, Vital H, Stattegger K, Schwarzer K (2016) Bedrock control on the Assu Incised Valley morphology and sedimentation in the Brazilian Equatorial Shelf. Int J Sediment Res 31:181–193. doi: 10.1016/j.ijsrc.2015.04.002 Granata TC, Estrada M, Zika U, Merry C (2004) Evidence for enhanced primary production resulting from relative vorticity induced upwelling in the Catalan Current. Sci Mar 68:113–119. doi: 10.3989/scimar.2004.68s1113 Gutierrez-Mas JM, Hernández-Molina FJ, López-Aguayo F (1996) Holocene sedimentary dynamics on the Iberian continental shelf of the Gulf of Cádiz (SW Spain). Cont Shelf Res 16:1635–1653 Hamilton P, Fargion GS, Biggs DC (1999) Loop current eddy paths in the western Gulf of Mexico. J Phys Oceanogr 29:1180–1207. doi: 10.1175/1520- 0485(1999)029<1180:LCEPIT>2.0.CO;2 Harrison SE, Locker SD, Hine AC, et al (2003) Sediment-starved sand ridges on a mixed carbonate/siliciclastic inner shelf off west-central Florida. Mar Geol 200:171–194. doi: 10.1016/S0025-3227(03)00182-8 Hastenrath S, Heller L (1977) Dynamics of climatic hazards in northeast Brazil. Q J R Meteorol Soc 103:77–92. doi: https://doi.org/10.1002/qj.49710343505 Hazin FHV, Wor C, Oliveira JEL, et al (2008) Resultados Obtidos Por Meio Do Fundeio De Um Correntógrafo Na Plataforma Continental Do Estado Do Rio Grande Do Norte , Brasil. Labomar, Arq Ciência do Mar 41:30–35. doi: https://doi.org/10.32360/acmar.v41i1.6169 Helland-Hansen W, Steel RJ, Somme TO (2012) Shelf genesis revisited. J Sediment Res 82:133–148. doi: 10.2110/jsr.2012.15 Horton HP (1968) Laminar Separation Bubbles in two and three dimensional incompressible flow. University of London Krelling APM (2014) The Potiguar Eddy: a subsurface anticyclone associated with the North Brazil Undercurrent at 4o S. University of São Paulo/University of Masachussetts Lacerda LD, Marins R V. (2006) Geoquímica de sedimentos e o monitoramento de metais na Plataforma Continental Nordeste Oriental do Brasil. Geochim Bras 20:123–135. doi: http://dx.doi.org/10.21715/gb.v20i1.239

Lambeck K, Rouby H, Purcell A, et al (2014) Sea level and global ice volumes from the Last Glacial Maximum to the Holocene. 111:15296–15303. doi: 10.1073/pnas.1411762111 Landim PMB (2006) Sobre Geoestatística e mapas. Terrae Didat 2:19. doi: 10.20396/td.v2i1.8637463 Leipper D (1970) Sequence of Current Patterns in the Gulf of Mexico. J Geophys Res 75:637–657. doi: 10.1029/jc075i003p00637 Lima SF (2006) Caracterização Geomorfológica E Paleogeográfica Da Plataforma Continental Adjacente a Foz Do Rio Apodi-Mossoró , Rn/Brasil. Universidade Federal do Rio Grande do Norte Lumpkin R, Garzoli SL (2005) Near-surface circulation in the Tropical Atlantic Ocean. Deep Res Part I Oceanogr Res Pap 52:495–518. doi: 10.1016/j.dsr.2004.09.001 Matheron G (1971) The theory of regionalized variables and its application(Les cahiers du Centre de Morphologie Mathématique de Fontainebleau), 5th edn. École Nationale Supérieure des Mines, Paris Matos RMD de (1992) The Northeast Brazilian Rift System. Tectonics 11:206–264. doi: 10.4324/9781351219983-5 Matos RMD de (2000) Tectonic evolution of the equatorial South Atlantic. Geophys Monogr Ser 115:331–354. doi: 10.1029/GM115p0331 Miranda LB de, Castro BM, Kjerfve B (2002) Princípios de Oceanografia Física de Estuários, 42nd edn. edUSP, São Paulo Moore TS, Matear RJ, Marra J, Clementson L (2007) Phytoplankton variability off the Western Australian Coast: Mesoscale eddies and their role in cross-shelf exchange. Deep Res Part II Top Stud Oceanogr 54:943–960. doi: 10.1016/j.dsr2.2007.02.006 Muehe D, Garcez DS (2005) a Plataforma Continental Brasileira. Mercat - Rev Geogr da UFC 8:69–88 Nascimento Neto FC do, Vital H, de Araújo IRF, Gomes MP (2019) Sand ridges field in the north inner shelf of rio grande do norte, adjacent to galinhos-guamaré, Brazil. Anu do Inst Geociencias 42:50–58. doi: 10.11137/2019_2_50_58 Nascimento Silva LL do, Gomes MP, Vital H (2018) The Açu Reef morphology, distribution, and inter reef sedimentation on the outer shelf of the NE Brazil equatorial margin. Cont Shelf Res 160:10–22. doi: 10.1016/j.csr.2018.03.011 Nascimento Silva LL, Gomes MP (2019) Statistical approach on mixed carbonate- siliciclastic sediments of the NE Brazilian outer shelf. doi:

https://doi.org/10.1007/s00367-019-00625-8 Newton TS (2013) Estudo da Ocorrência do Vórtice de Cabo Frio e do Vórtice de Cabo de São Tomé. Universidade de São Paulo NGDC (2001) National Geophysical Data Center(NGDC). ETOPO2 Global 2’ Elevations [CD-ROM]. Boulder, Colorado, USA: U.S. Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration. Oey L-Y, Ezer T, Lee HC-. (2005) Loop Current, rings and related circulation in the Gulf of Mexico: A review of numerical Models and Future Challenges. Geophys Monogr Ser 161:31–56 Oliveira PB, Santos M, Moita MT, Amorim A (2016) Circulação costeira no barlavento Algarvio no verão e outono de 2015. 4as Jornadas Eng Hidrográfica Olson DB (1991) Rings in the ocean. Annu Rev Earth Planet 19:283–311 Penven P, Marchesiello P, Debreu L (2008) Software tools for pre- and post-processing of oceanic regional simulations. 23:2007–2009. doi: 10.1016/j.envsoft.2007.07.004 Pessoa Neto O da C (2003) Estratigrafia de Sequências da Plataforma Mista Neogênica na Bacia Potiguar, Margem Equatorial Brasileira. Rev Bras Geociências 33:263– 278 Peterson RG, Stramma L (1991) Upper-level circulation in the South Atlantic Ocean. Prog Oceanogr 26:1–73. doi: 10.1016/0079-6611(91)90006-8 Philander SGH, Gu D, Halpern D, et al (1996) Why the ITCZ is Mostly North of the Equador. J Clim 9:2958–2972. doi: https://doi.org/10.1175/1520- 0442(1996)009<2958:WTIIMN>2.0.CO;2 Philander SGH, Pacanowski RC (1980) The generation of equatorial currents. J Geophys Res 85:1123. doi: 10.1029/jc085ic02p01123 Pond S, Pickard GL (2013) Introductory Dynamical Oceanography, 2nd edn. Butterworth-Heinemann 1983 Rennie SJ, Pattiaratchi CB, McCauley RD (2009) Numerical simulation of the circulation within the Perth Submarine Canyon, Western Australia. Cont Shelf Res 29:2020–2036. doi: 10.1016/j.csr.2009.04.010 Ribeiro F, Mendonça Pimenta F, Vital H (2018) Inner Shelf Currents Off Ponta Negra Beach, Natal, Rn, Brazil. Rev Bras Geofísica 36:43. doi: 10.22564/.v36i1.841 Richards WJ, McGowan MF, Leming T, et al (1993) Larval fish assemblages at the Loop Current boundary in the Gulf of Mexico. Bull Mar Sci 53:475–537 Rodrigues RR, Rothstein LM, Wimbush M (2007) Seasonal Variability of the South

Equatorial Current Bifurcation in the Atlantic Ocean: A Numerical Study. J Phys Oceanogr 37:16–30. doi: 10.1175/jpo2983.1 Rovira DPT, Gomes MP, Longo GO (2019) Underwater valley at the continental shelf structures benthic and fish assemblages of biogenic reefs. Estuar Coast Shelf Sci 224:245–252. doi: 10.1016/j.ecss.2019.05.001 Schlichting H (1979) Boundary -layer Theory, 7th edn. McGraw-Hill Book Company Schott FA, Brandt P, Hamann M, et al (2002) On the boundary flow off Brazil at 5-10°S and its connection to the interior tropical Atlantic. Geophys Res Lett 29:21-1-21–4. doi: 10.1029/2002gl014786 Schott FA, Dengler M, Brandt P, et al (2003) The zonal currents and transports at 35°W in the tropical Atlantic. Geophys Res Lett 30:35–38. doi: 10.1029/2002GL016849 Schott FA, Dengler M, Zantopp R, et al (2005) The shallow and deep western boundary circulation of the South Atlantic at 5°-11°S. J Phys Oceanogr 35:2031–2053. doi: 10.1175/JPO2813.1 Schott FA, Stramma L, Fischer J (1995) The warm water inflow into the western tropical Atlantic boundary regime, spring 1994. J Geophys Res 100:. doi: 10.1029/95jc02803 Shchepetkin A, McWilliams J (2009) Computational kernel algorithms for fine- scale, multi-process, long-term oceanic simulations. Handb Numer Anal Vol XIV Comput Methods Ocean Atmos P G Ciarlet, Ed R Temam J Tribbia, guest eds, Elsevier Sci pp 121-183 Shchepetkin AF, McWilliams JC (2003) A method for computing horizontal pressure- gradient force in an oceanic model with a nonaligned vertical coordinate. J Geophys Res C Ocean 108:35–1. doi: 10.1029/2001jc001047 Shchepetkin AF, McWilliams JC (2005) The regional oceanic modeling system (ROMS): A split-explicit, free-surface, topography-following-coordinate oceanic model. Ocean Model 9:347–404. doi: 10.1016/j.ocemod.2004.08.002 Silveira ICA, Schmidt ACK, Campos EJD, et al (2000) A Corrente do Brasil ao Largo da Costa Leste Brasileira. Rev Bras Oceanogr da USP 48:171–183. doi: 10.1136/bmj.j3567 Skarohamar J, Svendsen H (2005) Circulation and shelf-ocean interaction off North Norway. Cont Shelf Res 25:1541–1560. doi: 10.1016/j.csr.2005.04.007 Smith WHF, Sandwell DT (1997) Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings. Science (80- ) 277:1956–1962. doi:

10.1126/science.277.5334.1956 Soares CHC (2012) Análise hidrodinâmica e morfodinâmica do complexo estuarino do rio Piranhas-Açu / RN, Nordeste do Brasil. Universidade Federal do Rio Grande do Norte Souza Filho PWM (2005) Costa De Manguezais De Macromaré Da Amazônia: Cenários Morfológicos, Mapeamento E Quantificação De Áreas Usando Dados De Sensores Remotos. Rev Bras Geofísica 23:427–435. doi: http://dx.doi.org/10.1590/S0102-261X2005000400006 Stattegger AK, Caldas LHDO, Vital H, et al (2006) Holocene Coastal Evolution of the Northern Rio Grande do Norte Coast, NE Brazil. J Coasta I:151–156 Stewart RH (2008) Introduction to Physical Oceanography, 2008th edn. Texas Stramma L, Schott F (1999) The mean flow field of the tropical Atlantic Ocean. Deep Res Part II Top Stud Oceanogr 46:279–303. doi: 10.1016/S0967-0645(98)00109-X Strub PT, James C (2000) Altimeter-derived variability of surface velocities in the California Current System: 2. Seasonal circulation and eddy statistics. Deep Res Part II Top Stud Oceanogr. doi: 10.1016/S0967-0645(99)00129-0 Tamura H, Nadaoka K, Paringit EC (2007) Hydrodynamic characteristics of a fringing coral reef on the east coast of Ishigaki Island, southwest Japan. Coral Reefs 26:17– 34. doi: 10.1007/s00338-006-0164-z Tenreiro M, Sansón LZ, van Heijst GJF (2006) Interaction of dipolar vortices with a step-like topography. Phys Fluids 18:. doi: 10.1063/1.2204070 Veiga FA, Angulo RJ, Marone E, et al (2003) Medidas de velocidade de corrente e vazão na plataforma continental interna paranaense utilizando perfilador de corrente acústico doppler - ADCP. II Congr sobre Planej e Gestão das Zo Costeiras dos Países Expressão Port 5 Vidal VM V., Vidal F V., Pérez-Molero JM (1992) Collision of a loop current anticyclonic ring against the continental shelf slope of the western Gulf of Mexico. J Geophys Res 97:2155. doi: 10.1029/91jc00486 Vital H (2014) Chapter 4 The north and northeast Brazilian tropical shelves. Cont Shelves World Their Evol Dur Last Glacio-Eustatic Cycle Geol 35–46. doi: http://dx.doi.org/10.1144/M41.4 Vital H, Da Silveira IM, Amaro VE (2005) Carta sedimentólogica da plataforma continental brasileira- área guamaré a macau (Ne Brasil), utilizando integraç ão de dados geológicos e sensoriamento remoto. Rev Bras Geofis 23:233–241. doi:

10.1590/s0102-261x2005000300003 Vital H, Furtado SFL, Gomes MP (2010a) Response of the Apodi-Mossoró Estuary- incised valley system (NE Brazil) to sea-level fluctuations. Brazilian J Oceanogr 58:13–24. doi: http://dx.doi.org/10.1590/S1679-87592010000600003 Vital H, Gomes MP, Tabosa WF, et al (2010b) Characterization Of The Brazilian Continental Shelf Adjacent To Rio Grande Do Norte State , Ne Brazil. Brazilian J Oceanogr 58:43–54. doi: http://dx.doi.org/10.1590/S1679-87592010000500005 Vital H, Silveira IM da, Amaro VE, et al (2006) Rio Grande do Norte. In: Erosão e progradação do litoral brasileiro, 2nd edn. Ministério do Meio Ambiente, Brasília, pp 155–172 Vital H, Stattegger K, Amaro VE, et al (2008) A Modern High-Energy Siliciclastic– Carbonate Platform: Continental Shelf Adjacent to Northern Rio Grande Do Norte State, Northeastern Brazil. J Sediment 90:177–190. doi: 10.2110/pec.08.90.0177 Waliser DE, Gautier C (1993) A satellite-derived climatology of the ITCZ. J Clim 6:2162–2174. doi: 10.1175/1520-0442(1993)006<2162:ASDCOT>2.0.CO;2 Welsh SE, Inoue M (2000) Loop Current rings and the deep circulation in the Gulf of Mexico. J Geophys Res Ocean 105:16951–16959. doi: 10.1029/2000jc900054 Zhai X, Greatbatch RJ, Sheng J (2004) Diagnosing the role of eddies in driving the circulation of the northwest Atlantic Ocean. Geophys Res Lett 31:1–4. doi: 10.1029/2004GL021146