Figura 15. Registro de sonar de varredura com zoom no ...licenciamento.ibama.gov.br/Porto/Terminal...

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Coastal Planning & Engineering do Brasil

Figura 15. Registro de sonar de varredura com zoom no afloramento rochoso em frente à extremidade oeste da Ilha Barnabé e outros alvos de sonar adjacentes à extremidade

da ilha, dentro dos limites canal de acesso proposto.

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3.3 Levantamento Sísmico

O sistema utilizado durante o levantamento geofísico, o Edgetech 3100-P Portable Sub-

Bottom Profiling System com sensor SB216s (Figura 16) é um sistema sísmico de alta

resolução que transmite pulsos FM e que são linearmente distribuídos pelo espectro de

freqüência do instrumento (2-16 kHz). O sinal acústico de retorno é processado pelos

hidrofones e repassado através de um processamento por filtros para geração de

imagens de estratigrafia de sub-botom com alta resolução, ideais para caracterização de

áreas de dragagem. A Tabela 3 apresenta as especificações do instrumento.

Figura 16. Sistema de sísmica 3100-P Portable Sub-Bottom Profiling System com sensor SB216s.

Tabela 3. Especificações do sistema de sísmica utilizado no presente estudo.

Item Especificação

Frequência 2-16 Khz

Pulses 2-16 kHz, 2-12kHz, 2-10kHz

Resolução Vertical 6 cm (2-15 Hz), 8 cm (2-12 Hz), 10 cm (2-10 Hz)

Típica Penetração

Areia grossa calcarenosa 6 m

Sedimentos mistos (areia fina e silte) 30 m

Sedimentos lamosos 80 m

Largura do Feixe 17o (2-15 kHz), 20o (2 - 12 khz), 24o (2-10 kHz)

Comprimento (cm) 105

Largura (cm) 67

Altura (cm) 40

Peso (kg) 76

Velocidade de reboque (nós) 3 a 4

Máxima profundidade de operação 300

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Os registros sísmicos em formato digital são fornecidos no Apêndice 1 (CD) deste

relatório. A área coberta pelo levantamento sísmico é ilustrada na Figura 17. Um

exemplo de registro sísmico pode ser visualizado na Figura 18. Os registros sísmicos

são fornecidos em formato HTML, georeferenciados ao sistema de coordenadas

geográficas UTM, WGS84, Zona 23S. Podem-se navegar os registros sísmicos através

do documento “index.html”.

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Figura 17. Linhas percorridas durante o levantamento de sísmica.

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Figura 18. Exemplo de registro sísmico em frente à extremidade oeste da Ilha Barnabé mostrando o canal principal atual e o afloramento rochoso que se encontra na margem deste canal.

3.4 Refletores Sísmicos e Geologia Local

A área do levantamento é caracterizada por uma morfologia típica de planície de maré e

baixio. Esta área apresenta sedimentos areno-lamosos, homogêneo e livre de detritos

nas camadas de superfície, com um aumento gradativo do teor de matéria orgânica em

direção ao fundo. Estas camadas sedimentares são classificadas como sedimentos

fluvio-lagunares e sedimentos de mangues e pântanos, depositados durante o holoceno

(Suguio e Martin, 1978, Massad, 1985, 1999).

Um forte refletor sísmico foi identificado ao longo do levantamento, entre

profundidades de 2 m e 21 m referentes ao NR da DHN. Este refletor foi correlacionado

nos vibracores obtidos no campo, como um gradiente entre sedimentos arenosos e

lamosos homogêneos, com baixo teor de matéria orgânica (em camadas superficiais) e

sedimentos lamosos com alto teor de matéria orgânica (fragmentos vegetais e conchas),

bioturbação e estruturas mosqueadas em camadas de base (Figura 19). O testemunho no

3, indicado na Figura 19, apresenta nos primeiros 85 cm do sedimento, areias finas e

lamas arenosas maciças, com baixo teor de matéria orgânica, uma camada fortemente

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bioturbada entre 85 cm e 1,35 m e camadas inferiores ricas em matéria orgânica e

bioturbação, com gradientes distintos em 2,7 m de penetração (Tabela 4). O primeiro

gradiente entre sedimentos maciços e sedimentos com maior teor de matéria orgânica e

bioturbação é detectado claramente na sísmica como uma camada fina de coloração

mais escura (Figura 19). O segundo horizonte em 2,7 m de penetração correlaciona-se

com a ocorrência do forte refletor sísmico.

Figura 19. Registro sísmico obtido na altura da ponta do píer de atracação planejado. O testemunho (vibracore) no3 está localizado 126 metros a leste do píer de atracação. A feição circulada na imagem está localizada próxima à extremidade oeste do píer de atracação planejado. Tabela 4. Características sedimentares do vibracore No3 ilustrado na Figura 19.

Profundidade (cm)

Cor Descrição

0-14 2.5 GY 2/1 Black

Areia fina

14-50 N 4/1 Gray

Lama maciça

50-85 N 3/1 Dark gray

Lama arenosa, laminada

85-135 2.5 GY 4/1 Dark olive gray

Areia carbonática com lama, fortemente bioturbada

135-270 10Y 2/1 Black

Lama maciça, com pouca areia. Laminações e bioturbações incipientes em alguns níveis

270-415 10G 3/1 Dark greenish gray

Lama arenosa, laminação incipiente e estruturas de bioturbação

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Os registros sísmicos obtidos indicam um aumento do teor de matéria orgânica

(aumento de refletores escuros) em direção ao fundo, ao longo de toda a área de estudo.

Devido à alta concentração de matéria orgânica em camadas de fundo, é possível que a

produção de gás metano oriundo da decomposição desta matéria orgânica tenha causado

o mascaramento do registro sísmico observado abaixo deste forte refletor,

impossibilitando a penetração acústica em camadas mais profundas.

Frazão e Vital (2007) relatam um efeito similar de mascaramento do registro sísmico

por pequenas estruturas de gás. A origem deste tipo de refletor é explicada pela reflexão

e dispersão da energia acústica por bolhas de gás “in-situ”, provocando mascaramento

nos registros sísmicos. Este efeito pode ser produzido com apenas 1% de volume de gás

no sedimento (Fanin, 1980). Acosta (1984) cita que 7% de teor de matéria orgânica em

sedimento são o mínimo para gerar gás o suficiente para mascarar um registro sísmico.

As camadas de sedimentos com maior teor de matéria orgânica (conchas e detritos

vegetais) localizadas no horizonte sísmico e abaixo da forte reflexão sísmica são, na

maior parte da área investigada, capeadas por sedimentos finos (areias siltosas, lama

arenosa, lama maciça), com menores teores de matéria orgânica. Estes sedimentos finos

que capeiam as camadas mais ricas em matéria orgânica representam unidades sísmicas

holocênicas mais recentes que podem vir a constituir-se em um selante de pequenas

acumulações de gás geradas a partir da degradação de matéria orgânica das camadas

inferiores.

Para a compreensão da evolução geológica dos depósitos da planície costeira na área de

estudo, é necessário o entendimento das variações relativas do nível do mar durante o

período Quaternário. A evolução da planície costeira na região de Santos foi estudada

por Squio & Martin (1978). Estes autores relatam que a Transgressão Cananéia

(pleistocênica), ocorrida entre 120.000 e 100.000 anos A.P., elevou o nível do mar, na

região de Santos, cerca de 7 m acima do nível de maré cheia atual, e foi seguida de uma

regressão que teve seu máximo entre 17.500 e 17.000 anos A.P. e que provocou o

rebaixamento do nível do mar a -110 m em relação ao nível do mar atual (Suguio &

Martin, 1978). O recuo da linha da costa e o grande desnível topográfico verificados

neste período provocaram intenso processo de dissecação do relevo, erodindo, assim,

grande parte da Formação Cananéia.

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Após esta regressão seguiu-se um novo evento de subida do nível do mar, denominada

Transgressão Santos (holocênica). Numerosas datações de conchas e fragmentos de

madeira carbonizados, provenientes das formações lagunares, permitiram esboçar a

curva de variação do nível marinho no Holoceno (Suguio & Martin, 1978). O máximo

da Transgressão Santos na região de interesse atingiu seu pico há cerca de 5.100 anos

A.P., elevando o nível do mar entre 4,5 m e 4,7 m acima do nível de maré alta atual.

Nos últimos 5.100 anos, o nível relativo do mar sofreu progressivo rebaixamento até a

posição atual, intercalando, contudo, duas rápidas fases de flutuações. Ao redor de

3.800 anos A.P., passou por um mínimo relativo, com oscilações de 1,5 m a 2 m abaixo

do nível atual (Massad, 1996). Ao redor de 3.500 anos A.P., o nível relativo do mar

passou por um segundo máximo, situado em torno de +3,5 a +4 m.

Entre 3.000 e 2.500 anos A.P., foi constatado um pequeno rebaixamento, situado por

Suguio (1999) em 2.800 anos A.P. e que provavelmente atingiu um nível inferior ao

atual. Em torno de 1800 anos A.P., estima-se que o nível relativo do mar não poderia ter

sido superior a +0,5m.

Os depósitos ricos em matéria orgânica e fragmentos vegetais que se encontram nas

camadas de sub-superfície no Largo de Santa Rita podem estar associados a períodos de

pequenos rebaixamentos do nível do mar durante o Holoceno, em épocas em que o

Largo de Santa Rita estaria completamente ocupado por vegetação de manguezal e que

foi inundada e soterrada por sedimentação fluvio-lagunar durante eventos posteriores de

aumento do nível do mar. Para aferição desta hipótese recomenda-se a datação de

algumas amostras abaixo do forte refletor sísmico para que estes resultados possam ser

inseridos no contexto geológico local de forma cronológica.

A espessura do pacote sedimentar que sobrepõe os sedimentos ricos em matéria

orgânica indicado pela forte reflexão sísmica varia entre 0 (afloramento rochoso) e 7,5

metros (Figura 20).

29


Figura 20. Espessura do pacote sedimentar que sobrepõe os sedimentos ricos em matéria orgânica indicado pela forte reflexão sísmica.

30


3.5 Afloramento Rochoso e Outras Possíveis Obstruções

O afloramento rochoso que ocorre em frente à extremidade oeste da Ilha Barnabé possui

limitada extensão lateral. Este afloramento apresenta uma declividade média entre

10H:1V e 5H:1V (H = horizontal e V = vertical). Na Figura 21 e Figura 22 são

apresentados registros sísmicos delineando a ocorrência deste afloramento em relação

ao canal de navegação. A Figura 23 apresenta a localização das linhas de geofísica

ilustradas na Figura 21 e 22, em planta. Extrapolação da morfologia deste afloramento

obtida através dos registros sísmicos indica que o afloramento rochoso não se estende

ao canal de navegação em cotas superiores a -15 m DHN. Evidência direta de feições

similares a este afloramento rochoso não foram observadas nos refletores acústicos ao

longo da área de estudo. No entanto, devido às limitações de métodos geofísicos, é

recomendada a execução de sondagens por jet probe até uma cota de -17 m, dentro dos

limites do canal de acesso e bacia de evolução, a fim de confirmar a ausência de

afloramentos na área de projeto.

Figura 21. Registro de sísmica na região do afloramento rochoso em frente à extremidade oeste do Largo de Santa Rita. A linha pontilhada laranja delimita a extensão provável do afloramento, a linha grossa vermelha delimita o canal de navegação proposto. Esta figura foi criada a partir da linha de sísmica Santos_08_Line_010 (Anexo 1).

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Figura 22. Registro de sísmica na região no afloramento rochoso em frente à extremidade oeste do Largo de Santa Rita. A linha pontilhada laranja delimita a extensão provável do afloramento, a linha grossa vermelha delimita o canal de navegação proposto. Esta figura foi criada a partir da linha de sísmica Santos_08_Line_011 (Anexo 1).

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Figura 23. Linhas de sísmica sobrepostas no registro de sonar de varredura demonstrando correlação entre afloramento rochoso mapeado e o ponto indicado como

afloramento rochoso no EIA-RIMA do Porto de Santos. A localização das linhas 010 e 011 é, ainda, indicada.

33


Durante o EIA-RIMA do aprofundamento do canal do Porto de Santos realizado pela

Fundação Ricardo Franco, foram realizadas 400 sondagens por Jet Probes, 60

sondagens de SPT e sísmica. Estes estudos também não encontraram evidência de

afloramentos rochosos adicionais no canal principal, em frente ao Largo de Santa Rita.

Neste prévio EIA RIMA é fornecida uma coordenada para o afloramento rochoso em

frente à extremidade oeste da Ilha Barnabé. Esta coordenada está localizada no centro

do afloramento rochoso mapeado pelo sonar de varredura e identificado no registro

sísmico (Figura 23), fornecendo uma segunda aferição à acurácia dos levantamentos

aqui realizados.

Suguio e Martin (1978), de acordo com numerosas sondagens na região de Santos,

indicam que os sedimentos flúvio lagunares da planície costeira de Santos possuem

espessura de dezenas de metros, podendo atingir em alguns locais até 50 metros. Estes

autores desenharam uma seção geológica esquemática, ao longo da Rodovia

Piaçaguera-Guarujá (Figura 24), cruzando pelo Rio Jurubatuba a aproximadamente 2

km ao norte do Largo de Santa Rita, indicando uma espessa camada de sedimentos

Fluvio-Lacustrinos Holocênicos na altura do Rio Jurubatuba (Figura 24).

Figura 24. Seção geológica ao longo da rodovia Piaçaguera-Guaruja, segundo Sugio e Martin (1978).

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Um refletor sísmico localizado aproximadamente 200 m a oeste da extremidade do píer

de atracação, sugere a presença de afloramento rochoso ou detritos de origem

antropogênica (Figuras 25 e 26).

Figura 25. Registro sísmico próximo ao píer de atracação, indicando o afloramento de possível obstrução junto à superfície. A localização deste registro é demonstrada na Figura 26. Esta figura foi criada a partir da linha de sísmica 20081116175341-CH1 (Anexo 1).

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Figura 26. Possível obstrução detectada em superfície pelo sonar de varredura e no registro sísmico (Figura 25).

Linha do registro de sísmica demonstrado na figura

19

Linha do registro de sísmica demonstrado na figura

25

36


Outras feições localizadas adjacentes à extremidade oeste de Ilha de Barnabé (Figura 27

e Figura 28) e no meio do canal de acesso, também necessitam verificação adicional de

campo antes que atividades de dragagem sejam conduzidas.

Na figura 27 é possível visualizar um canal relíquia (vale inciso) delimitado por duas

feições que afloram na superfície à esquerda do testemunho no 9. Este canal relíquia

possui 150 m de largura e 2,5 m de profundidade. Já à direita do testemunho no 9, uma

possível obstrução detectada como alvo de Sonar é correlacionada com o afloramento

de fortes refletores de sub-superfície. Esta região esta dentro dos limites do canal de

navegação proposto.

Os padrões sonográficos do registro de sonar de varredura sugerem a ocorrência de

obstruções similares próximas ao píer de atracação.

Figura 27. Registro de sísmica na região do testemunho no 9 (ver Figura 28 para localização) demonstrando a localização do testemunho, um vale inciso à esquerda deste (fora dos limites do canal de navegação proposto) e possíveis obstruções à direta do testemunho (dentro dos limites do canal proposto). Esta figura foi criada a partir da linha de sísmica Santos_08_Line_017 (Anexo 1).

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Figura 28. Localização da linha de sísmica número 017 demonstrada na Figura 27. A obstrução indicada na sísmica (Figura 25) é a mesma obstrução delimitada no sonar de

varredura como “possível obstrução”.

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4. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

O presente relatório apresentou os resultados dos levantamentos batimétricos, sísmicos e de

sonar de varredura realizados pela Coastal Planning & Engineering do Brasil na região do Largo

de Santa Rita e adjacências, os quais servirão de subsídio à análise de viabilidade do Terminal de

Porto de Brites, Santos, Brasil.

O levantamento batimétrico revelou de maneira detalhada a morfologia do Largo de Santa Rita.

Grande parte do Largo de Santa Rita apresenta profundidades entre 0 e -2.5 m DHN. O canal do

Rio Jurubatuba, na sua conexão como Rio Sandi, atinge 6 metros de profundidade, indicando

presença de fortes fluxos de corrente nesta região. O Canal do Rio Jurubatuba conecta-se a um

canal raso (entre 1-2 metros) que corta o Largo de Santa Rita. Este canal por sua vez conecta-se

com o canal principal do Porto de Santos na extremidade leste do Largo de Santa Rita, adjacente

à Ilha de Barnabé, onde um aprofundamento natural do canal é observado (Figura 9 e Figura 10).

Baseado nos resultados da batimetria obtida, foi estimado um requerimento de dragagem de

12.050.000 m3 para o aprofundamento da área do canal de acesso e da bacia de evolução para

uma cota de -15 m NR-DHN e 13.377.000 m3 para o aprofundamento para uma cota de -17 m

NR-DHN.

Foram identificados 22 pequenos alvos (diâmetro menor que 2 metros) no registro de sonar de

varredura e 64 alvos de diâmetro maior que 2 metros (Figura 12). Os pequenos alvos (diâmetro

menor que 2 m) foram identificados principalmente na região do canal atual do Porto de Santos e

início do Canal de Piaçaguera, muitos deles geograficamente relacionadas com as bóias de

sinalização do canal de navegação. Os alvos de maior diâmetro foram classificados em três

categorias: 1. Obstrução de origem antropogênica; 2. Possível obstrução de origem

desconhecida; e 3. Afloramento rochoso. Alguns destes alvos apareceram dentro dos limites do

canal de acesso e bacia de evolução propostos para o Terminal Portuário de Brites. Verificação e

caracterização dos alvos mapeados dentro dos limites do projeto é recomendada durante etapas

futuras do planejamento e licenciamento ambiental do empreendimento.

O registro de sonar de varredura possibilitou um mapeamento preciso do afloramento rochoso

situado em frente à extremidade oeste da Ilha de Barnabé. A extensão exposta deste afloramento

rochoso é de 180 metros de extensão no sentido Sudoeste-Nordeste e 70 metros de largura no

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sentido Sudeste-Noroeste. O afloramento rochoso não se estende até o canal de acesso proposto,

ficando, no local mais próximo, a 25 metros deste. O padrão sonográfico do afloramento rochoso

é distinto dos demais alvos identificados ao longo da área de estudo.

Registros de sísmica possibilitaram uma caracterização da geologia de sub-superfície ao longo da

área de estudo e a identificação de possíveis obstruções às atividades de dragagem, as quais

coincidem geograficamente com os alvos de sonar de varredura, fornecendo uma segunda linha

de evidência da existência de feições de interesse nestes locais.

De acordo com os registros sísmicos, complementados por uma análise preliminar de

testemunhos obtidos na região, as camadas sedimentares da área de estudo foram classificadas

como sedimentos fluvio-lagunares e sedimentos de mangues e pântanos, depositados durante o

Holoceno (Suguio e Martin, 1978, Massad, 1985, 1999).

Um forte refletor sísmico ocorre ao longo da área de estudo, o qual se correlacionou com

resultados dos vibracores obtidos no campo, identificando como sendo um gradiente entre

sedimentos arenosos e lamosos maciços com baixo teor de matéria orgânica (em camadas

superficiais) e sedimentos lamosos com alto teor de matéria orgânica (fragmentos vegetais e

conchas), bioturbação e estruturas mosqueadas em camadas de base (Figura 19). Dados de

sísmica evidenciam um aumento na heterogeneidade dos sedimentos em direção às camadas de

fundo, provavelmente devido ao aumento do teor de matéria orgânica, fragmentos vegetais e

conchas em camadas mais profundas.

Os registros de sísmica sugerem que o afloramento rochoso que ocorre em frente à extremidade

oeste da Ilha Barnabé possui limitada extensão lateral e não se estende até o canal de acesso em

cotas superiores a -15 m NR-DHN. Este afloramento apresenta uma declividade média entre

10H:1V e 5H:1V (H = horizontal e V = vertical). Outras linhas de evidência como estudos

pretéritos na literatura especializada sugerem que o pacote sedimentar nesta região de baixio

pode atingir dezenas de metros (Suguio e Martin, 1978). No entanto, cabe ressaltar que deve-se

proceder com grande cautela com relação às conclusões baseadas exclusivamente em registros

geofísicos e que um esforço mais intenso para verificação de camadas sedimentares de sub-

superfície através um maior número de sondagens é fortemente recomendado. Um grande

número de sondagens pode ser executado de maneira mais econômica que métodos tradicionais

40


(SPT, vibracore ou piston core), principalmente através do método de jet probes, conforme

descrito por Finkl & Benedet (2005).

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5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Acosta J. 1984. Occurrence of acoustic masking in sediments in two areas of the continental

shelf of Spain: Ria de Muros (NW) and Gulf of Cádiz (SW). Marine Geology, 58: 427-434.

Frazão, E., e Vital, H.2007. Estruturas rasas de gás em sedimentos no estuário Potengi (nordeste

do Brasil). Revista Brasileira de Geofísica, vol. 25, suppl. 1, São Paulo.

Fanin, 1980. The Use of regional geological surveys in North Sea and Adjacent areas in

recognition of offshore hazards. InÇ ARDUS DA. (Ed.). Offshore site investigation. Graham

& Trotman, Lndon, pp. 5-21.

C.W. Finkl and L. Benedet, 2005. Jet Probes. In: Schwartz, M.L., (ed.), The Encyclopedia of

Coastal Science. Dordrecht, The Netherlands. Kluwer Academic, pp. 707-716

Massad, F. . Baixada Santista: Implicações da História Geológica no Projeto de Fundações.

Revista Solos e Rochas.. Solos e Rochas, v. 22, n. 1, p. 3-49, 1999.

Massad, F. . Progressos Recentes dos Estudos Sobre as Argilas Quaternárias da Baixada

Santista.. Publicação da Associação Brasleira de Mecânica dos Solos Abms, São Paulo,

1985.

Suguio K, L Martin. 1978. Quaternary marine formations of the State of São Paulo and southern

Rio de Janeiro. In International Symposium on Coastal Evolution in the Quaternary. São

Paulo, 11-18 September 1978. Special Publication 1, p 232-253.

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