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