CENTRO DE ESTUDOS GERAIS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOFÍSICA MARINHA - MESTRADO
PRH-11
GUISELA SANTIAGO GROSSMANN
PROCESSAMENTO E INTERPRETAÇÃO DE
DADOS SÍSMICOS DE PARASOUND NO DELTA
SUBMARINO DO AMAZONAS
NITERÓI
2002
GUISELA SANTIAGO GROSSMANN
PROCESSAMENTO E INTERPRETAÇÃO DE DADOS SÍSMICOS DE
PARASOUND NO DELTA SUBMARINO DO AMAZONAS
Dissertação apresentada ao programa de PósGraduação em Geologia e Geofísica Marinha da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para obtenção do grau de Mestre em
Ciências (M.Sc.). Área de concentração: geologia
e geofísica marinha
BANCA EXAMINADORA:
Prof. Dr. Alberto Garcia Figueiredo Jr. - Orientador
Lagemar/UFF
Dr. Jurandyr Schmidt - Orientador
Petrobrás
MSc. Paulo Roberto Maldonado
Petrobrás
Dra. Isa Brehme (Suplente)
Lagemar/UFF
ii
FICHA CATALOGRÁFICA
GROSSAMNN, GUISELA SANTIAGO
PROCESSAMENTO E INTERPRETAÇÃO DE DADOS SÍSMICOS DE
PARASOUND NO DELTA SUBMARINO DO AMAZONAS
Niterói, RJ - Universidade Federal Fluminense - UFF, Instituto de Geociências,
Departamento de Geologia, Lagemar, 2002
Dissertação de Mestrado em Geologia e Geofísica Marinha
1. Delta Submarino do Amazonas
2. Gás Metano
3. Processamento Sísmico
4. Interpretação Sísmica
I. Universidade Federal Fluminense - Instituto de Geociências - Departamento de Geologia
II. Processamento e Interpretação de dados sísmicos de Parasound no delta submarino do
Amazonas
iii
Ao meu marido e aos meus pais
iv
RESUMO
O delta submarino do Amazonas é a principal feição geológica da
Plataforma Continental Amazônica e é influenciado por diversos fatores
oceanográficos e meteorológicos como a forte amplitude das marés, a
Corrente Norte Brasileira e os ve ntos alíseos, e, principalmente, pela
descarga do rio Amazonas. A construção do delta e a distribuição sedimentar
tem sido influenciada por estes fatores ao longo do tempo e para investigar
estes aspectos, foram utilizados registros de sísmica rasa de alta resolução e
testemunhos de sedimento.
O principal enfoque da pesquisa consistiu no processamento e na
interpretação de dados de sísmica Parasound, para o qual ainda não há uma
classificação específica para os tipos de eco.
Os dados sísmicos foram processados utilizando-se dois softwares, o
SENT da Universidade de Bremen (Alemanha) e o SEISMIC UNIX (SU) do
Center for Waver Phenomena da Colorado School of Mines (Estados Unidos).
Em uma primeira etapa foi feita uma filtragem de freqüências aplicando-se
filtros passa-banda para se eliminar os ruídos e melhorar a visualização do
sinal sísmico. Foram confeccionados espectros de amplitude do sinal para se
checar a atenuação do sinal em áreas com presença de gás disperso no
sedimento.
Após a etapa do processamento foi realizada a interpretação dos perfis
com a utilização de dados de análise granulométrica do sedimento e dos
espectros de amplitude. Foram interpretados dez perfis, sendo três
perpendiculares a linha de costa e o restante paralelos. A interpretação
v
destes perfis permitiu o mapeamento das zonas com
presença de gás,
caracterização das feições geológicas e distinção dos diferentes tipos de
caráter de eco.
vi
ABSTRACT
Amazon submarine delta is the main feature of the Amazon shelf. This
area is influenced by several energetic forces, such as the large tidal
amplitudes, the North Brazilian Current, the Trade Winds and specially by the
enormous water discharge from the Amazon River. The delta construction and
the sedimentary distribution have been influenced by this factors during the
geologic time. In order to understand these aspects, high resolution shallow
seismic and sediment cores were used.
The main focus of this research was seismic processing and
interpretation of Parasound data to which no echo-character classification was
yet established.
Data was processed using two softwares, SENT of Bremen University
and Seismic Unix (SU) of Center for Wave Phenomena of Colorado School of
Mines. At the first stage “pass-band” filters were applied in order to reduce
noise and improve the quality of seismic signal. Amplitude spectra were
constructed to check the signal attenuation when gas is present in sediment.
Profile interpretation was based on sediment grain-size analyses and
spectra amplitude. Ten profiles were interpreted, being three of them
perpendicular to the coast and others parallel. Interpretation allowed location
of gas charged sediment, characterization of geologic features and distinction
of echo character.
vii
SUMÁRIO
RESUMO …..………………………………………………………………….....… V
ABSTRACT ………………………………………………………..………………VII
AGRADECIMENTOS ………………………………………….………………….. X
ÍNDICE DE FIGURAS ………………………………………..………..………… XI
ÍNDICE DE TABELAS ………………………………………….…….………… XIII
1.INTRODUÇÃO ……………………………………...…………………………… 1
2. ÁREA DE ESTUDO ……………………………………………………….……..4
2.1. Evolução geológica e estratigrafia...…………………………………6
2.2. Fatores oceanográficos e meteorológicos atuantes ……………... 9
2.3. Sedimentologia e geomorfologia …………………………………..12
3. METODOLOGIA ………………………………………………………………..15
3.1. O sistema de Ecossonda Parasound……………………………….17
4. PROCESSAMENTO SÍSMICO ……………………………………………… 19
4.1. Aplicação de filtros …………………………………………………...21
4.2. Atenuação do sinal sísmico …………………………………………25
5. CARACTERIZAÇÃO DOS TIPOS DE CARÁTER DE ECO …………….…28
6. OCORRÊNCIAS DE GÁS METANO …………………………………………31
7. DESCRIÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS PERFIS SÍSMICOS………....…36
7.1. Perfil A …………………………………………………………………36
7.2. Perfil B …………………………………………………………………38
7.3. Perfil C …………………………………………………………………42
7.4. Perfil D …………………………………………………………………47
7.5. Perfil E …………………………………………………………………49
viii
7.6. Perfil F …………………………………………………………………52
7.7. Perfil G ………………………………………………………………...54
7.8. Perfil H …………………………………………………………………57
7.9. Perfil I ………………………………………………………………….63
7.10. Perfil J ………………………………………………………………..67
8. CONCLUSÕES …………………………………………….…………………...70
9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS……………...……………………….…..72
ANEXOS ………………………………………………………………………….. 78
ix
AGRADECIMENTOS
Antes de tudo agradeço à Deus, a estrela que sempre ilumina meu
caminho.
Ao meu marido, Philip Matheson, por estar sempre ao meu lado me
dando apoio desde o início do mestrado.
Aos meus pais, minhas irmãs e à tante Rose por acreditarem no meu
potencial e por estarem sempre torcendo para a minha realização
profissional.
Aos meus orientadores Alberto Figueiredo e Jurandyr Schimdt pelos
dois ótimos anos de convivência, aprendizado e amadurecimento profissional
e, é claro, pela orientação e dedicação.
À Universidade Federal Fluminense, ao LAGEMAR e à ANP por
tornarem possível a realização deste trabalho.
Aos colegas e professores do LAGEMAR por me proporcionarem
sempre um ótimo ambiente de trabalho.
Ao Hanno Von Lom (Universidade de Bremen) pela ajuda no
processamento dos dados à bordo do Meteor.
Aos colegas da Universidade de Bremen, à tripulação do Meteor e às
amigas Sandrinha e Lú por todos os momentos de descontração à bordo do
Meteor.
Aos amigos de turma Maira, Paola, Léo, Ivo, Sandrinha, Lú e Pedro
pela ótima convivência.
À todos que, de um modo ou de outro, ajudaram na realização desta
dissertação.
x
ÍNDICE DE FIGURAS
1. Bloco diagrama do delta submarino do Amazonas..…………………….…...2
2. Área de estudo ……………………………………………………………….…..5
3. Arcabouço Tafrotectônico Cretáceo da área …………………………......….7
4. Pluma superficial …………………………………………………………….…10
5. Lamas Fluidas ……………………………………………………………….….12
6. Distribuição superficial dos sedimentos .....……………………….…………13
7. Área de estudo com a rota do Meteor e testemunhos utilizados……....…16
8. Ecobatímetro Atlas Parasound ………………………………………………..18
9. Espectro de Amplitude x Frequência …………………………...……………22
10. Exemplo da aplicação de filtros passa-banda ……………………………..24
11. Tipos de caráter de eco ………………………………………………………30
12. Registros sísmicos de 3,5 kHz e Geopulse …….……...………………..…35
13. Perfil A ………………………………………………………………………...37
14. Perfil B …………………………………………………………………………39
15. Espectro de amplitude na posição B1 ………………………………………40
16. Espectro de amplitude na posição B2 ………………………………………41
17. Perfil C ……………………………………………………………….…………43
18. Descrição do GeoB 3916-2 ………………………………………………….44
19. Espectro de amplitude na posição C1 ……………………………………...45
20. Espectro de amplitude na posição C2 ……………………………………...46
21. Perfil D …………………………………………………………………………48
22. Perfil E …………………………………………………………………….……50
23. Espectro de amplitude na posição E1 .……………..………………………51
xi
24. Perfil F …………………………………………………………………..……...53
25. Perfil G …………………………………………………………………..…..…55
26. Detalhe da progradação dos sedimentos no perfil G ………….………….56
27. Perfil H’ ……………………………………………………………...…………59
28. Perfil H’’ ………………………………………………………………………. 60
29. Espectro de amplitude na posição H1 …………………………………….61
30. Espectro de amplitude nas posições H2 e H3………………...…………...62
31. Perfil I …………………………………………………………………………..64
32. Descrição do testemunho GeoB 3918-4 ………………………......……….65
33. Espectro de amplitude na posição do GeoB 3918-4 …………………….. 66
34. Perfil J ……………………………………………………………………...…..68
35. Descrição do testemunho GeoB 3920-2 …………………......…………….69
xii
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1. Análise granulométrica dos piston cores ............................ Anexos
Tabela 2. Valores de atenuação do sinal para 3,5 e 7 kHz ……………….. 26
Tabela 3. Valores de decaimento logarítimico para 14 kHz ……………...…27
xiii
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
Os rios são os agentes mais importantes no transporte de sedimento
para os oceanos, totalizando um volume de 25,33 bilhões de ton/ano (Lisitzin,
1996). Como resultado deste transporte, são construídos nas margens
continentais, planícies costeiras, plataformas, taludes, elevações e outras
feições deposicionais. A dimensão e morfologia dessas feições irão depender
da fonte sedimentar e da dinâmica da região. Dentre todos os rios do planeta
o Amazonas se destaca por suas dimensões e o volume de sedimento
carreado para o oceano.
O rio Amazonas corta uma bacia de drenagem de 7x106 km2 e possui
a maior vazão do mundo, correspondendo a 20% de toda a drenagem de
água para os oceanos. Em épocas de cheia a vazão do rio Amazonas pode
atingir 354.793 m3/s (Figueiredo et al., 1993) e nas de baixa a vazão média é
de 80.000 m3/s (Costa, 1997). O suprimento sedimentar à plataforma
continental é de aproximadamente 1.2 x 109 toneladas por ano (Meade et
al.,1985), sendo o segundo do mundo, em termos de descarga de sedimento.
Com tamanha descarga sedimentar, o rio constrói um delta submarino que se
estende desde a foz até a plataforma externa (Figueiredo et al., 1972). Esta
região sofre ainda a influência da Corrente Norte Brasileira (CNB), que flui em
direção noroeste, desviando a descarga do rio Amazonas nesta direção, das
grandes amplitudes de marés e suas fortes correntes associadas e dos
ventos Alísios de nordeste (Figura 1). Todos esses fatores em conjunto,
promovem uma distribuição diferenciada de sedimentos ao longo da
plataforma, influenciando na sua evolução sedimentar (Costa, 1997). A pluma
superficial de sedimento gerada pelo desagüe do rio Amazonas nas águas
oceânicas expande-se ao longo da plataforma continental, enquanto na
interface água doce/água salgada ocorre a deposição de sedimento
floculado. Tal depósito estende-se até a foz do Rio Orinoco na Venezuela
dando origem a um dos maiores e mais contínuos ambientes deposicionais
do mundo moderno (Ayres Neto, 1994).
1
Figura 1 – Bloco diagrama da área de estudo mostrando o delta
submarino do Amazonas e os fatores oceanográficos atuantes.
(Figueiredo et al., 1996)
Apesar das dimensões gigantescas e importância dos processos nesta
região, os trabalhos científicos de maior envergadura realizados na Bacia da
Foz do Amazonas datam do final da década de 60, sendo que desde então a
maioria enfocou a sedimentação e os processos deposicionais quaternários
restritos à região da plataforma continental, culminando com os estudos do
Projeto AmasSeds (A Multidisciplinary Amazon Shelf Sediment Study)
(Nittrouer et al.,1990). Por outro lado, a elaboração de trabalhos voltados
para a evolução geológica da Bacia da Foz do Amazonas só foi possível
devido a intensificação da exploração petrolífera na região (Oliveira, 1996).
Um dos primeiros estudos estratigráficos foi realizado por Shaller (1971)
2
apresentando um arcabouço estratigráfico preliminar da bacia (Brandão &
Feijó, 1994).
Se por um lado existe grande quantidade de estudos dos processos
durante o Quaternário e também diversos estudos voltados para a evolução
geológica e exploração petrolífera, faltam estudos de como se estruturam os
depósitos sedimentares e são gerados e acumulados os hidrocarbonetos.
Estudos como do Projeto AmasSeds identificaram a presença de gás
biogênico nos sedimentos lamosos do delta submarino do Amazonas. Estes
depósitos possuem camadas discretas de areia de grande extensão lateral e
que muitas vezes estão saturadas de gás. Nesse aspecto, diversas questões
importantes estão ainda por ser respondidas, como por exemplo, a geometria
das camadas arenosas e a distribuição de gás no sedimento.
Quanto a estudos de tipos de caráter de eco, o trabalho mais
significativo é o de Damuth (1975). Como este trabalho consistiu na
classificação de diferentes tipos de caráter de eco para perfis de 3,5 kHz e na
região fora do delta submarino do Amazonas, se fez necessária para esta
dissertação uma classificação distinta para os perfis utilizados que são de
uma freqüência de 4 kHz e se encontram na plataforma amazônica.
A atenuação do sinal sísmico é um assunto ainda muito discutido e
pesquisado. Neste estudo, particula rmente, a perda do sinal devido a
presença de gás inserido no sedimento é marcante, assim a relação da
atenuação do sinal com a presença de gás através de espectros de
freqüência foi uma ferramenta de fundamental importância.
Finalmente, este estudo tem como objetivo a análise dos dados
sísmicos digitais do ecobatímetro e perfilador de subfundo Parasound. Essa
análise consistiu no processamento e interpretação dos dados sísmicos,
sendo identificados diferentes tipos de caráter de eco e ocorrências de gás
no pacote sedimentar.
3
CAPÍTULO 2
ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo localiza-se na zona equatorial na Plataforma
Continental Amazônica, adjacente à foz do rio Amazonas e está
compreendida entre as latitudes de 0o e 5o N e as longitudes 46o e 51o W
(Figura 2). Segundo Palma (1979) a Plataforma Continental Amazônica é a
parte mais larga da plataforma continental brasileira, com uma largura média
que varia de 133 km no extremo norte da área para 330 km em frente a foz
do Amazonas. A declividade tende a diminuir com o aumento da largura de
1:1267 km no cabo Orange para 1:3143 km na foz do Amazonas, a
profundidade da quebra da plataforma na foz e no Cabo Orange encontra-se
a 105 m. Além destas características físicas, segundo Figueiredo et al. (1996)
a área é o palco de encontro de grandes agentes modificadores da natureza
como a descarga do rio Amazonas, as correntes de maré, a Corrente Norte
Brasileira e os ventos Alíseos.
4
Figura 2 – Área de estudo em destaque e adjacências. Localização dos locais de
coleta de testemunhos e a rota do navio Meteor durante o cruzeiro M34/4, do qual
foram obtidos os dados sísmicos.
5
2.1. EVOLUÇÃO GEOLÓGICA E ESTRATIGRAFIA
Sob o ponto de vista geológico, a área de estudo está situada na Bacia
da Foz do Amazonas formada a partir da abertura do Oceano Atlântico com
reversão da drenagem do Amazonas do Pacífico para o Atlântico com a
elevação dos Andes. A Bacia da Foz do Amazonas compreende uma vasta
área de sedimentação (360.000 km2) que se estende da Plataforma
Continental (200.000 km2) ao Cone profundo do Amazonas (160.000 km2 ).
Sua área enquadra-se entre os paralelos 00 e 50N e os meridianos 470 e
520W.
Assim como as demais bacias marginais brasileiras, a Bacia da Foz do
Amazonas tem sua gênese relacionada à evolução tectônica do Oceano
Atlântico. Segundo Azevedo (1992), a evolução da Bacia da Foz do
Amazonas está intimamente relacionada à abertura do Oceano Atlântico
Equatorial e propõe que o Oceano Atlântico Equatorial foi formado pela
fragmentação Albo-aptiana (113 a 96 Ma) do Gondwana setentrional. Rodarte
& Brandão (1988) sugerem que a evolução teve seu início no Juro-Triássico e
estaria mais associada à abertura do Oceano Atlântico Norte do que Oceano
Atlântico Equatorial /Sul.
Rezende & Ferradaes (1971) fornecem uma explicação detalhada da
evolução da área relacionando-a com a ruptura e subsequente deriva dos
continentes Sul Americano e Africano, dizendo que à ruptura progressiva dos
continentes (Jurássico Superior) desencadeou-se, a partir da atual área do
Cone do Amazonas, um fraturamento que se propagou intracratônicamente,
através da Bacia Paleozóica do Amazonas e do Maranhão. A este
associaram-se vários episódios magmáticos formando-se, parcialmente, o
Atlântico Norte e o Atlântico Sul. Entre estes se interpuseram uma cadeia de
proto-oceanos restritos nos quais predominaria mais tarde a sedimentação
evaporítica. Com a expansão do fundo do Oceano Atlântico, no lugar de
novos episódicos magmáticos, deu-se a abertura do sistema de fraturas do
Triássico Superior, resultando na tafrogenia cretácea da área. Na margem
continental evoluia a Cadeia Brasileira e entre esta e o continente, o baixo
Amazonas. A figura 3 mostra o arcabouço estrutural da Bacia da foz do
Amazonas.
6
Figura 3 - Arcabouço estrutural da Bacia da Foz do Amazonas.
(Brandão & Feijó,1994)
7
A estratigrafia da Bacia da Foz do Amazonas constitui-se de dois
conjuntos de seqüências: uma de rift e outra de margem passiva. Estas
seqüências são limitadas por discordâncias e podem ser correlacionadas
com seqüências de idade e importância semelhantes, em outras bacias
costeiras do Brasil (Brandão & Feijó, 1994).
Na seqüência rift são
característicos acúmulos de siliclásticos em grandes grabens
que
apresentam tafrogenia de duas ocasiões distintas, no Triássico (associação a
abertura do Atlântico Norte) e no Aptiano-Albiano (120 Ma – rift precursor do
Oceano Atlântico Sul).
A seqüência rift compreende as formações Calçoene e Caciporé
(Brandão (1990); Brandão e Feijó (1994)). As formações Limoeiro, Marajó,
Amapá, Travosas e o Grupo Pará compõem as seqüências de margem
passiva que vão do Cretáceo Superior até o Quaternário e abrangem
siliclásticos finos transgressivos e arenitos e folhelhos progradantes do
Cretáceo Superior, siliclásticos e carbonatos do Terciário e siliclásticos finos
progradantes do Quaternário (Schaller et al. (1971); Brandão (1990); Brandão
e Feijó (1994)). Além dessas duas seqüências a plataforma continental da
Bacia da Foz do Amazonas apresenta duas fases deposicionais distintas
durante o Terciário, uma carbonática e outra siliclástica que estão
relacionadas a reversão do rio Amazonas no Neomioceno (Oliveira, 1996).
No Neomioceno se estabeleceu a conexão do rio Amazonas com o Oceano
Atlântico, como efeito da elevação da Cordilheira dos Andes e as plataformas
carbonáticas da Margem Continental Atlântica (bacias da Foz do Amazonas,
Amapá e Caciporé) foram extintas (Oliveira, 1996; Torres, 1997).
8
2.2. FATORES OCEANOGRÁFICOS E METEOROLÓGICOS
A circulação de água na área costeira do Amazonas representa uma
interação do tipo estuarino, sistema frontal de água fluvial em direção ao mar,
com fortes correntes rotatórias de marés (norte-noroeste, sul-sudoeste) e
correntes superficiais (noroeste, sudoeste). Adicionalmente, a maior parte do
fluxo de calor para o Atlântico Norte passa pela ou próximo à plataforma
Amazônica, sob a forma da Corrente Norte Brasileira (CNB) (Nittrouer &
DeMaster, 1986). No verão, quando a Zona de Convergência Intertropical
está em uma latitude acima da foz do Amazonas, os ventos locais são fracos
e o sistema Corrente Norte Brasileira/Contra-Corrente Norte Equatorial
advecta a água doce para noroeste e nordeste criando uma grande pluma
(Masson & Delecluse, 2001).
A grande descarga fluvial do rio Amazonas é um dos fatores mais
importantes que influenciam a oceanografia da Plataforma Amazônica (Geyer
et al., 1996). A circulação estuarina na plataforma faz com que parte do
sedimento do Amazonas seja transportado da costa para a plataforma, em
forma de pluma na água de superfície, o que permite a água do oceano
penetrar em direção oposta e abaixo da pluma superficial de baixa salinidade.
Essa circulação ajuda a trapear os sedimentos recentes e particulados
(Gibbs, 1976, 1982). A região de transição entre as águas bem mexidas
próximas à costa e a pluma superficial, fortemente estratificada, é definida
como zona frontal (Geyer et al., 1996, Figura 4). A circulação d’água próxima
à foz do rio impede que grande parte do sedimento fluvial escape da
plataforma para o mar, o que causa a deposição do sedimento numa banda
altamente móvel, na parte interna da plataforma e que se estende por cerca
de 1600 km em direção noroeste e 50-150 km ao longo da plataforma
(Nittrouer & DeMaster, 1986).
9
Figura 4 - Esquema mostrando as diferentes zonas da plataforma
continental amazônica. (Modificada de Geyer et al., 1996)
As marés são muito amplas na Plataforma Continental Amazônica e
podem chegar à 10m na foz do rio e criar o fenômeno conhecido como
pororoca (Elias, 2000). De acordo com Sternberg et al. (1996), durante
análises da estabilidade do fundo e dos fluxos oscilatórios, as correntes de
maré foram capazes de ressuspender o sedimento 91% das vezes. Densas
camadas de lamas fluidas ocorrem em fortes fluxos de maré na porção
interna da plataforma, em regiões de fortes frentes de salinidade associadas
com a descarga do rio Amazonas (Geyer et al., 1991). As marés são semidiurnas e mensalmente exibem uma forte variação de amplitude (sizígia e
quadratura), o que contribui para a variação da estratificação (Geyer et al.,
1996).
10
Os ventos predominantes da área são os ventos Alísios. O máximo de
estresse do vento corresponde aos ventos alísios de NE de dezembro a abril.
A importância da ação dos ventos alísios reside na influência indireta sobre
os sedimentos da plataforma continental. O movimento orbital das ondas
superficiais de gravidade geradas por estes ventos produz um fluxo
oscilatório, que pode atingir o fundo e influenciar no movimento dos
sedimentos. Os ventos Alísios também tem um papel importante, no tempo
de residência da água e dos sedimentos na pluma do Amazonas (Geyer et
al., 1996).
2.3. SEDIMENTOLOGIA E GEOMORFOLOGIA
A sedimentação na Plataforma Continental Amazônica é controlada
pela descarga fluvial do rio Amazonas, pela circulação estuarina
e pela
dinâmica das marés, que atuam na redistribuição e deposição dos
sedimentos. A área de maior sedimentação é a zona de turbidez máxima
(ZTM), devido à floculação. A concentração de sedimentos nesta zona pode
ser muito alta, formando lamas fluidas. A porção superior das lamas fluidas é
móvel, a porção inferior é estacionária e abaixo desta existe um fundo
coesivo (Figura 5) (Jaeger et al.,1995).
11
Lamas Fluidas
Figura 5 – Figura esquemática mostrando o comportamento das lamas fluidas durante o
ano. (Interpretação de A. G. Figueiredo Jr. a partir de palestra e resumo de Jaeger et
al.,1995)
A distribuição superficial dos sedimentos na Plataforma Continental
Amazônica, à noroeste do rio Pará, é marcada pela presença de sedimentos
terrígenos, compostos por lama na plataforma interna, passando a areias na
plataforma externa (Figura 6). Sedimentos carbonáticos ocorrem restritos à
plataforma externa e se concentram em frente à foz do rio Amazonas
(Oliveira, 1997). A noroeste do cânion do Amazonas, as fácies carbonáticas
são bem esparsas, predominando as que estão associadas a sedimentos
terrígenos (Kowsmann et al.,1979). Dentro da fácies lamosa, Milliman et al.
(1975) registraram a presença de uma estreita faixa de areias arcosianas,
estendendo-se a partir da foz do rio Amazonas, de forma perpendicular à
costa.
12
Figura 6 - Distribuição superficial dos sedimentos na Plataforma Continental
Amazônica (Ivo & Figueiredo, 1995).
Ainda que a foz do rio seja predominantemente subaquosa, a lâmina
d´água aumenta
em direção costa afora de forma muito gradual. Esta
profundidade rasa provavelmente resulta de altas taxas de acumulação de
sedimento, geralmente 2 cm/ano, mas que podem chegar em alguns locais a
40 cm/ano (Kuehl et al., 1993). Em estudos realizados por Sternberg et al.
13
(1996) na área do prodelta (65 m de profundidade) a fonte mais importante
de sedimento parece ser a migração das lamas fluidas e o maior evento de
sedimentação ocorrido durante a pesquisa do Projeto Amasseds foi quando
44 cm de sedimento foram depositados durante um período de 14 horas.
Segundo Sternberg et al. (1996), o estresse cisalhante provocado pela
combinação de ondas e correntes pode representar um mecanismo
importante para iniciar o movimento downslope das lamas fluidas e o
conseqüente crescimento do delta.
No modelo clássico de Gilbert (1914), um delta pode ser dividido
morfologicamente em três regiões distintas: topset, foreset e bottomset. No
delta do Amazonas o topset estende-se da linha de costa a isóbata de 40 m,
é a porção de gradiente mais suave do delta e seus estratos são
primariamente de sedimentos lamosos com intercamadas arenosas, o foreset
está situado entre as isóbatas de 40 e 60 m e é a porção mais íngreme do
delta submarino, com estratos convergindo em direção ao mar, o bottomset
vai da base do foreset até a plataforma externa, tem uma superfície de baixo
gradiente, porém mais íngreme que o topset e seus estratos formam uma
camada fina de lama recobrindo a superfície da camada transgressiva de
areia (Nittrouer et al.,1988). Segundo Figueiredo (1993), a região topset
possui um predomínio de facies com granulometria de maior diâmetro, o
foreset tem sedimentos mais finos que os do topset e seus estratos
inclinados seqüenciais atestam a progradação desta feição. O delta
submarino do Amazonas é alongado na direção noroeste, sendo mais largo
em frente à Foz do Amazonas ( Figura 1). Sua estrutura é formada por uma
série de clinoformas acrecionárias suavemente inclinadas (Nittrouer et al.,
1988). Os refletores sísmicos delineiam um volume lamoso clinoforme
progradando sobre uma camada de areias transgressivas relíquias, a qual é
exposta na plataforma externa. Devido à esta estrutura clinoforme,
começando em aproximadamente 10 m de profundidade e estendendo-se até
as isóbatas de 70 m ou 80 m, o delta submarino do Amazonas tem potencial
para formar depósitos de sedimentos terrígenos de cerca de 60 m de
espessura (Figueiredo et al., 1995).
14
CAPÍTULO 3
METODOLOGIA
A pesquisa dessa dissertação foi desenvolvida em três etapas. Na
primeira etapa foi realizado um levantamento bibliográfico sobre as
características sedimentares da Bacia da Foz do Amazonas e sobre estudos
de sísmica de reflexão monocanal. A segunda etapa constituiu no
processamento dos dados digitais de perfilagem de subfundo do sistema
Parasound. Nessa etapa de processamento houve, também, a oportunidade
de realizar um
processamento a bordo do navio Meteor utilizando um
software da Universidade de Bremen. A terceira e última etapa compreendeu
a interpretação dos perfis sísmicos com a ajuda de espectros de freqüência e
correlação com análises pretéritas de descrição de testemunhos.
Os dados digitais de subfundo, coletados pelo sistema de Ecossonda
Parasound, foram obtidos pela equipe da Universidade de Bremen, a bordo
do navio alemão Meteor, durante o cruzeiro 34, pernada 4, em abril de 1996,
e estavam disponibilizados no Departamento de Geologia (LAGEMAR/UFF)
sem qualquer tipo de processamento.
Para a correlação com os dados digitais foram utilizados dados de
análise granulométrica e descrição de testemunhos a pistão (Pistons Cores)
(Tabela 1 - anexos), obtidos no projeto AmasSeds que estão disponíveis no
Departamento de Geologia (LAGEMAR/UFF). Foram usados também
descrição de perfilagens de testemunhos a gravidade (Gravity Cores) com
medidas de velocidade de ondas P, suscetibilidade magnética, densidade
gama e datações com C-14 em três testemunhos coletados no Cruzeiro
Meteor M34/4.
A Figura 7 mostra um mapa da área com as informações mais
relevantes da coleta de dados. O traçado de deslocamento indica onde o
navio de pesquisa
Meteor coletou os dados sísmicos e realizou as três
estações com coletas de testemunhos a gravidade. A Figura 8 mostra,
também, a localização dos testemunhos do projeto AmasSeds que estão
mais próximos aos perfis de sísmica Parasound.
15
4o N
N
3o N
2o N
1o N
0o
52o0W
52
W
510W
51o W
500 W
50o W
0
o W
4949
W
0
o W
4848
W
47o0W
W
47
46o0 W
46
W
Figura 7 – Mapa da área de estudo com a rota (track) do Cruzeiro Meteor, mostrando as linhas de
aquisição e os locais de coletas dos testemunhos que foram utilizados. Os símbolos quadrados
representam os testemunhos a pistão coletados no Projeto Amasseds e os círculos os
testemunhos a gravidade do cruzeiro Meteor.
16
3.1. O SISTEMA DE ECOSSONDA PARASOUND
Existe uma grande quantidade de ecobatímetros que utilizam a
freqüência de 3,5 kHz. O uso de freqüências tão baixas implica na
necessidade de grandes transdutores e feixes de grande largura. Isso leva a
geração de ecos laterais que interferem no eco do sedimento (Grant &
Schreiber,1990).
O Sistema de Ecossonda Parasound oferece novas possibilidades em
perfilagens de fundo (Grant & Scheireber, 1990). É um ecobatímetro de água
profunda com um feixe muito estreito e um perfilador de sub-fundo. Segundo
Kuhn & Weber (1993), o sistema é baseado no princípio paramétrico. Em
adição à transmissão do primeiro sinal com freqüência de 18 kHz, uma
segunda freqüência primária, a qual pode variar entre 20,5 e 23,5 kHz, é
simultaneamente radiada. O resultado é uma freqüência secundária variando
entre 2,5 e 5,5 kHz. A freqüência secundária é gerada no centro do feixe
incidente, que é o estreito ângulo do feixe das freqüências primárias, e livre
de ecos laterais (Figura 8).
A utilização do efeito paramétrico possui muitas vantagens sobre o
sistema 3,5 kHz:
-
O pequeno ângulo do feixe de cerca de 40 reduz o diâmetro acústico para
7% em comparação com os 35% do 3,5 kHz (Grant & Schreiber, 1990). O
pequeno diâmetro aumenta a resolução espacial verticalmente e
lateralmente e reduz os padrões de difração dos ecogramas, aumentando
a resolução da morfologia sedimentar (Kuhn & Weber, 1993);
-
Devido às altas freqüências primárias, um pulso de curto comprimento
pode ser radiado. Este, combinado com a baixa freqüência secundária,
proporciona uma maior resolução vertical, mesmo em águas mais
profundas(Kuhn & Weber, 1993);
-
Devido a possibilidade de variação da segunda freqüência primária e do
comprimento do pulso, o operador pode selecionar uma penetração ou
uma resolução máxima de profundidade (Kuhn & Weber, 1993);
-
O sinal refletido digitalizado pode ser comparado com propriedades físicas
medidas em perfilagens de testemunhos (velocidade, densidade,
17
porosidade,
susceptibilidade
magnética)
e
com
sismogramas
confeccionados destes dados (Kuhn & Weber, 1993).
-
Os diferentes valores de amplitude do eco podem ser correlacionadas
com o tipo de litologia quando se tem dados de análise granulométrica
(Grossmann et al., 2001).
A desvantagem do sistema Parasound, é que, devido ao pequeno
ângulo do feixe emitido, somente fracos sinais de fundo são refletidos para o
navio em áreas com topografia íngreme (Kuhn & Weber, 1993).
A fonte utilizada pelo equipamento é do tipo Sweep que consiste num
pulso emitido com freqüência no caso constante e com comprimento definido.
Este pulso possui uma amplitude constante. A saída dos dados é em ps3 e a
freqüência do pulso emitido nos dados do presente trabalho foi de 4.0 kHz.
Figura 8 –O ecobatímetro e perfilador de subfundo
Atlas Parasound é acoplado ao casco do navio e a
freqüência secundária (2,5 a 5,5 kHz) é gerada no
centro do feixe incidente.
18
CAPÍTULO 4
PROCESSAMENTO SÍSMICO
O processamento sísmico consiste em algumas etapas básicas como:
demultiplexação (reorganização dos dados), geometria da aquisição, edição,
aplicação de filtros (de freqüência, espacial e outros), deconvolução, análise
de velocidade e migração (Yilmaz, 1987).
No presente caso, os dados sísmicos do sistema Parasound são
monocanal, sendo o processamento bastante simplificado. Assim, o
processamento consistiu principalmente na aplicação de filtros passa-banda
e “cliping” dos dados a fim de atenuar os ruídos e realçar o sinal sísmico.
No processamento foram utilizados dois softwares. Um é o software
confeccionado pela equipe de processamento sísmico da Universidade de
Bremen chamado SeSuit, versão 1998 (SENT) e o outro é o Seismic Unix
(SU) da CWP (Center for Wave Phenomena – Colorado School of Mines).
O processamento dos dados foi dividido em duas fases. A primeira
etapa do processamento realizada necessitou de uma base teórica com
posterior parte prática. A base teórica consistiu no estudo da seqüência do
processamento de dados sísmicos, desde a aquisição dos dados até a
apresentação final de uma seção interpretada. Para tal foi necessário
também um estudo do ambiente operacional Unix, para a familiarização com
seus principais comandos. A parte prática do estudo do processamento
consistiu no uso do software Seismic Unix.
A segunda fase consistiu no processamento dos dados digitais de
perfilagem de subfundo coletados pelo sistema de ecossonda Parasound.
Para o processamento foi utilizado os softwares SeSuit e Seismic Unix .
O software SeSuit, utilizado a bordo do navio Meteor durante o
cruzeiro M49/3 em Março de 2001, é um software confeccionado apenas
para o processamento de dados de Parasound, formato ps3, e estava
instalado no sistema operacional Windows NT. O processamento com este
software consistiu em passar nos dados um Clip para subtrair os ruídos e
19
realçar o sinal (amplitude do eco) e no final fazer um Mute para descartar a
área do perfil correspondente a água.
O Seismic Unix foi utilizado na estação de trabalho do Lagemar/UFF.
O SU é um software com uma arquitetura de trabalho mais complexa, sendo
utilizado nos sistemas operacionais Unix e Linux. Processa dados no formato
SU, derivado do formato Seg-Y, que é o formato padrão internacional de
dados sísmicos. O formato SU é similar ao formato Seg-Y, mas sem o header
EBCDIC e o header binário. Como os dados coletados pelo sistema
Parasound estavam no formato PS3, foi conseguido, através da Universidade
de Bremen, o programa Supsread que converte os dados digitais coletados
pelo Parasound (formato PS3) para o formato SU.
20
4.1. APLICAÇÃO DE FILTROS
A quantidade de ruídos existentes nos traços é muito alta, dificultando
a obtenção de bons resultados sem a aplicação de filtros.
A filtragem de freqüências pode ser na forma de filtros passa-banda,
filtros corta baixas e corta altas, filtros passa-alta (corta -se as baixas
freqüências) ou filtros passa-baixa (corta-se as altas freqüências). O filtro
passa-banda é o mais usado porque o traço sísmico tipicamente contém
alguns ruídos de baixa freqüência e alguns que englobam altas freqüências
(Yilmaz, 1987).
O objetivo do filtro passa-banda é passar uma certa banda de
freqüência com pequena ou nenhuma modificação e suprimir a parte
remanescente. O filtro, em geral, é definido no espectro de amplitude que é
dado por:
A(f) = 1 , se f1 < f < f2
0 , para as freqüências restantes,
onde f1 e f2 são as freqüências de corte.
Para a escolha dos filtros mais apropriados foi realizada uma aná lise
de freqüências. Foram confeccionados espectros, com um ou mais traços, a
cada 50 km de perfil para se confirmar em quais freqüências os picos de
amplitude estavam mais elevados. Para exemplificação foi confeccionado um
espectro com apenas um traço sísmico para melhor facilidade na
visualização (Figura 9). Observa-se que determinadas freqüências possuem
picos de amplitude bem grandes. O pico de 150 Hz e 800 Hz correspondem
a interferência de máquinas do próprio navio e o pico em torno de 4000 Hz é
o responsável pelo sinal sísmico da reflexão no sedimento.
21
Figura 9 – Espectro de Amplitude x Frequência. Observa-se os picos de
amplitude nas frequências de 150 Hz, 800 Hz e 4 kHz. Os picos em 150 Hz e 800
Hz são ruídos gerados pelo navio.
22
Foi selecionada uma seção com mil traços para exemplificar os testes
de filtros no SU. Estes traços compreendem 6 km do perfil B e a figura 10-A
apresenta esta seção sem ter sido aplicado filtro algum. Observa-se a grande
quantidade de ruídos que atrapalham a visualização do sinal de subfundo. A
figura 10-B mostra o mesmo conjunto de traços do perfil B submetido a um
teste com um filtro passa-banda entre 1500 Hz e 6000 Hz, onde todas as
freqüências abaixo de 1000 Hz e acima de 7000 Hz foram atenuadas
resultando na predominância do sinal de 4 kHz. Observa-se que os ruídos
provocados pelas freqüências de 150 Hz e 800 Hz foram eliminados,
ocorrendo uma melhora na qualidade de visualização do sinal sísmico.
Juntamente com os testes de filtros foram realizados testes para
encontrar o melhor valor de “clip” para aplicar nos dados afim de realçar o
sinal sísmico. O melhor valor encontrado para se clipar os dados foi utilizando
um percentual de 99%. Foi dado também um ganho nos dados através do
“automatic gain control” (AGC). O AGC eleva todas as amplitudes a um valor
de referência, em geral definido pelo valor RMS (Root Mean Square).
23
A
1 km
B
1 km
Figura 10 – Seção que compreende 6 km do perfil B. Em A sem processamento. Em B a
seção com as freqüências de 150 e 800 Hz eliminadas, resultando somente nas
freqüências de 4 kHz.
24
4.2. ATENUAÇÃO DO SINAL SÍSMICO
O sinal sísmico é formado por uma banda de freqüências e está sujeito
a absorção ao longo da propagação devido a atenuação intrínseca das
rochas. A Terra tem dois efeitos ligados a propagação de um campo de onda.
Em um meio homogêneo, a densidade da energia decai proporcionalmente a
1/r2, onde r é o raio da frente de onda. A amplitude da onda é proporcional a
raiz quadrada da densidade de energia e decai a 1/r. Na prática, a velocidade
normalmente aumenta com a profundidade, o que favorece a divergência da
frente de onda e um decaimento nas amplitudes com a distância mais
rapidamente. Já em um meio não homogêneo, como no ambiente real, o sinal
sísmico inicial muda conforme ela se propaga. Em particular, altas
freqüências são mais rapidamente absorvidas que baixas freqüências
(Yilmaz, 1987). A Terra funciona como um filtro corta altas freqüências.
O fenômeno da atenuação é complexo. Enquanto a propagação da
onda elástica é geralmente bem entendida, os processos não elásticos não
são. Como observado de dados atenuados, as variações não elásticas com
mudanças em estado físico são complicadas e provavelmente não podem ser
explicadas por um simples modelo ou mecanismo (Hamilton, 1972).
A atenuação pode ser dependente de vários fatores, como a
freqüência, a pressão, a amplitude da deformação da onda, a temperatura e
as propriedades das rochas (Johnston & Toksöz, 1980).
Em estudos da atenuação de ondas compressionais e cisalhantes em
sedimentos porosos saturados de água, a fricção interna (energia perdida
através dos movimentos entre os grãos) é o processo dissipativo dominante
(Hamilton, 1972).
As relações entre freqüência, velocidade da onda P e atenuação do
sinal tem importantes implicações na formação de parâmetros em modelos
para sedimentos porosos. De acordo com Hamilton (1972) a equação que
apresenta a dependência da atenuação com a freqüência é apresentada na
forma:
α = κ ⋅ fη
25
onde α é a atenuação da onda compressional em db/m, κ é uma constante, f
é a freqüência em kHz e η é o expoente da freqüência.
Na literatura os seguintes valores de α dependente da freqüência
foram encontrados (Tabela 2).
Tabela 2 – Valores de atenuação (α), conforme Hamilton (1972).
Vp é a velocidade da onda compressional.
Tipo de sedimento
α (db/m)
Vp (m/s)
3,5 kHz
7,0 kHz
Areia média
1798
1,5
3,8
Areia fina
1686
1,7
3,2
Areia muito fina
1708
1,5
3,5
Silte argiloso
1459
---
1,2
Estes valores foram medidos in situ e a velocidade foi determinada
pela medida do tempo de ida e volta do sinal. A atenuação foi medida em
decibéis assumindo ser essa de valor zero no primeiro metro de sedimento.
Assumindo que a atenuação linear é dependente da freqüência, valores da
constante κ podem ser obtidos, dividindo-se a atenuação pela freqüência.
Relacionando a teoria acústica com a perda de energia acústica
experimental incidente no fundo do mar é usualmente necessário assumir
valores de atenuação em freqüências de interesse para vários tipos de
sedimentos e camadas. Essa relação tem sido um sucesso em muitos
estudos (freqüências de 0.1 a 4 kHz) nos quais a dependência da atenuação
com a freqüência foi assumida.
Para areias inconsolidadas, a atenuação pode ser correlacionada com
o tamanho do grão e a porosidade, já que depende dos contatos entre as
partículas. Na presença destes sedimentos a atenuação é maior do que em
outros sedimentos porque estes são mais permeáveis. A angularidade dos
grão de areia aumentam e a esfericidade diminui com o tamanho do grão,
assim em areias de granulometria grossa a atenuação pode ser menor do que
nas areias finas devido aos poucos contatos entre grãos. Em silte e argila a
atenuação é aparentemente relacionada com a coesão entre as partículas
26
finas. Resumindo, a maior atenuação em sedimentos marinhos ocorre em
areias muito finas, silte de granulometria grossa e misturas de areia e silte
(Hamilton, 1972).
Nos dados de sísmica usados neste estudo não foram medidos in situ
a velocidade da onda compressional (Vp) e nem a atenuação do sinal (α ).
Então, para se calcular a perda de energia sofrida pelo sinal sísmico devido a
mudança de litologia ou presença de gás foi usada a definição de decremento
logarítmico (∆p).
Este consiste no logaritmo da razão de duas sucessivas amplitudes em
um decaimento exponencial da onda (Attwell & Ramana, 1966):
∆p = 20log A 1/A2
∆p é independente da freqüência e a tabela a seguir apresenta os valores
deste parâmetro para uma freqüência de 14 kHz:
Tabela 3 – Valores do decaimento logarítmico (∆p) para uma freqüência
de 14 kHz (Hamilton,1972).
Tipo de sedimento
Areia média
Areia fina
Areia muito fina
Silte argiloso
Areia-silte-argila
∆p (14 kHz)
0,101 – 10%
0,100 – 10%
0,093 – 9%
0,028 – 3%
0,009 – 1%
Neste trabalho para se distinguir a presença de gás, devido a
atenuação do sinal, foi usado o logaritmo da razão de dois valores de
amplitude na freqüência de 4kHz em um mesmo traço sísmico (mesmo
decaimento exponencial da onda). Para isso o sinal foi dividido em parte
superior (parte mais rasa) e inferior (parte mais profunda) de uma dada
profundidade onde começa a se observar a perda de sinal no perfil sísmico.
Em alguns casos espectros foram confeccionados para dois pontos
diferentes numa mesma profundidade do perfil sísmico (um traço sísmico em
cada ponto) para mostrar a nítida diferença da assinatura do sinal em dois
locais distintos, sendo em um destes interpretada a presença de gás.
27
CAPÍTULO 5
CARACTERIZAÇÃO DOS TIPOS DE CARÁTER DE ECO
Damuth (1975, 1978) tendo como base ecogramas de 3,5 kHz
classifica os tipos de eco em duas categorias principais: distintos e indistintos.
O primeiro tipo (Classe I) é subdividido em três tipos de eco, IA, IB e IC, em
função da presença ou não de refletores em sub -superfície. O tipo IA
apresenta a superfície do fundo marcada por um sinal forte e sem refletores
em sub-superfície. O tipo IB apresenta diversos refletores em sub -superfície e
é característico de regiões que apresentam baixas concentrações de
sedimentos de granulometria grossa. O tipo IC também apresenta refletores
em sub-superfície só que convergentes. O segundo tipo (Classe II) é marcado
por uma continuidade da superfície de fundo e se divide em dois grupos:
prolongado (IIA) e hiperbólico (IIB). O primeiro destes, subdividi-se em dois
tipos (II A-1 e II A-2), relacionados à presença ou ausência de refletores em
sub-superfície. O tipo IIA -1 é muito prolongado, sem refletores em sub superfície ou poucos refletores presentes de forma ocasional. O tipo IIA -2
possui
refletores
de
sub-superfície
paralelos,
semi-prolongados
e
descontínuos, os quais alternam com zonas sem reflexão. Os hiperbólicos
(tipo IIB) ramificam-se em seis diferentes tipos, de acordo com a quantidade,
espaçamento e amplitude das hipérboles.
Segundo Torres (1997), de acordo com amostras de sedimentos
coletadas na área da foz do Amazonas o tipo de eco IIA-2 classificado por
Damuth (1975) consiste em sedimentos finos (silte e silte arenoso) e grossos
(areia siltosa e areia) e caracterizou a região sem reflexão deste tipo de
caráter de eco como uma camada acusticamente semi-transparente chamada
de camada de turbidez acústica. Esse mascaramento das camadas
sedimentares ocorre devido a bolhas de gás trapeadas no sedimento que são
produzidas pela degradação bioquímica da matéria orgânica, que espalha e
atenua o sinal acústico (Carlson et al., 1985; Figueiredo et al.,1996). Em
28
resumo, a presença de gás provoca um espalhamento generalizado na frente
de onda (scattering) e uma grande atenuação da amplitude do sinal,
resultando numa seção sem sinal.
Damuth (1975) correlacionando os tipos de eco com sedimentos de
granulometria grossa, constatou que áreas que retornam ecos distintos, com
refletores de sub -superfície plano paralelos (tipo IB), contém pouco ou
nenhum sedimento de granulometria grossa. E regiões que apresentam eco
indistinto, muito prolongado, sem refletores em sub -superfície (tipo IIA-1),
contém altas concentrações desses sedimentos. Áreas onde o eco refletido é
do tipo indistinto, semi-prolongado e com refletores intermitentes (tipo IIA -2)
apresentam concentrações intermediárias de sedimentos grossos. Baseado
nessas correlações, Damuth (1975) foi capaz de mostrar que a distribuição
regional destes três tipos de eco refletem a trajetória da dispersão dos
sedimentos terrígenos, da margem continental até a planície abissal da
Margem Equatorial Oeste do Atlântico.
Nos perfis utilizados neste estudo (4 kHz) foram encontrados alguns
padrões de caráter de eco semelhantes ou próximos àqueles mencionados
por Damuth (1975). Como a classificação de Damuth (1975) foi realizada para
perfis de 3,5 kHz e principalmente para a região fora da plataforma continental
amazônica se faz necessária uma classificação distinta para os perfis do
Parasound.
Os tipos de eco encontrados foram classificados como:
Tipo S: reflexão forte do sinal em superfície e ausência de refletores em sub superfície (semelhante ao tipo IA de Damuth, 1975). (Figura 11A);
Tipo SS: Presença de refletores de sub -superfície plano-paralelos e de
grande continuidade lateral (semelhante ao tipo IB de Damuth, 1975). (Figura
11B);
Tipo SP: Presença de refletores em sub-superfície, mas semi-prolongados e
intermitentes (semelhante ao tipo IIA de Damuth, 1975). (Figura 11C).
29
A
B
C
Figura 11 - Tipos de caráter de eco encontrados. Em A caráter de eco tipo S, em B tipo SS e
em C tipo SP.
30
CAPÍTULO 6
OCORRÊNCIAS DE GÁS METANO
A presença de matéria orgânica combinada com alta taxa de
sedimentação são características comuns de estuários que criam condições
apropriadas para a geração e preservação de gás biogênico (Figueiredo et
al., 1996).
Os gases típicos encontrados em sedimentos marinhos incluem
hidrogênio, dióxido de carbono, nitrogênio, amônia, sulfídrico, metano e
outros hidrocarbonetos. Estes gases podem ser originados pela atividade
bacteriana em sedimentos rasos (processo biogênico) ou por processos
termogênicos ocorrendo em maiores profundidades (>1000m) e à altas
temperaturas dentro das rochas sedimentares (Floodgate and Judd, 1992).
Entretanto, dentre estes gases o único que pode ser encontrado em
considerável quantidade nos sedimentos marinhos é o gás metano (Davis,
1992; Floodgate and Judd, 1992).
Segundo Rice & Caypool (1981), o gás biogênico em sedimentos
marinhos é produzido pela matéria orgânica imatura. Estes autores indicam
três zonas distintas em diferentes profundidades nos sedimentos marinhos
durante o estágio imaturo: zona aeróbia, zona anaeróbia de sulfato - redução
e zona anaeróbia de carbonato - redução (zona de produção de metano). As
transições destas zonas são uma consequência geoquímica das mudanças
ambientais induzidas pelos microorganismos. Durante a respiração aeróbia o
oxigênio é rapidamente consumido. Depois do oxigênio esgotado, a sulfato –
redução é a dominante forma de respiração. Abaixo desta zona, a redução do
CO2, via hidrogênio produzido pela oxidação anaeróbia da matéria orgânica,
resulta na formação do metano (Okyar & Ediger, 1999).
Poucas bactérias são capazes de formar metano. Todas fazem parte
de um grupo chamado Archæbacteria. A metanogênese ocorre em diversos
ambientes, tais como, lamas marinhas e de água doce, pântanos, região de
31
descarte de esgotos, sendo todas estritamente anaeróbias (Floodgate &
Judd, 1992).
Devido o encontro da pluma amazônica, rica em silicatos e nitratos
com as águas da Corrente Norte Brasileira, por sua vez rica em fosfatos e
amônia, a região se equipara com as mais férteis do mundo (Figueiredo,
1993). O rio Amazonas devido ao seu enorme volume d’água, carrega a
maior quantidade de Carbono Orgânico Total (COT) entre todos os rios do
mundo. Essa matéria orgânica encontrada nos sedimentos da plataforma
continental Amazônica é de origem mista (continental/oceânica) (Ayres Neto,
1994). O conteúdo do carbono orgânico total (COT) dos sedimentos de
superfície apresentam valores baixos de 0.6% a 0.1% (de sedimento seco)
para as lamas de superfície da plataforma interna. Os valores de COT variam
de 0.08%, em sedimentos arenosos próximos a boca do rio, a até 1.02% em
lamas ricas em material carbonático. Os valores mais altos de COT no
noroeste da plataforma provavelmente resultam do aumento de produtividade
naquela área (Showers & Angle,1986). Apesar de baixo, o conteúdo orgânico
dos sedimentos da plataforma Amazônica é comparável a composição
orgânica dos sedimentos do rio Amazonas (Elias, 2000).
Aproximadamente 60% do carbono orgânico do Amazonas é
transportado como carbono orgânico dissolvido (COD) dos quais 60% é
material húmico. Carbono orgânico particulado fino (COPF) e material
orgânico marinho são provavelmente a fonte principal de carbono para os
sedimentos provindos da descarga do rio Amazonas (Aller et al.,1996).
Segundo Elias (2000), em algumas regiões centrais da plataforma, a
matéria orgânica passa por um alto potencial redox (condição redutora)
durante sua deposição e resuspensão. Essa região contrasta com a área
adjacente à foz do Amazonas e a noroeste da plataforma que apresentam
um baixo potencial redox.
O gás observado no delta submarino do Amazonas é um gás
biogênico recente tipo metano. A profundidade do gás metano no sedimento
depende da espessura da zona de redução do sulfato e da oxidação
anaeróbia do metano (Blair & Aller, 1995) e de armadilhas estratigráficas
(Figueiredo et al., 1996) que aprisionam o gás produzido. De acordo com
Hart & Hamilton (1993), o gás em sedimentos deltáicos tende a ocorrer na
32
porção mais superior da coluna sedimentar, comumente a menos de 10 m
abaixo do fundo marinho.
Historicamente, métodos geofísicos tem sido usados para mapear a
ocorrência e distribuição de gás nas camadas sedimentares rasas. Essa
distribuição é comum e as evidências de sua presença é variada (Davis,
1992).
Assinaturas de gás são reconhecidas em registros sísmicos de
superfície e sub-superfície de diferentes formas. A turbidez acústica (acoustic
turbidity) é o termo usado geralmente para se referir a partes da seção
sísmica onde detalhes do sub-fundo são perdidos devido aos efeitos de
bolhas de gás no interior do sedimento. É um bom indicador da presença de
gás, mas acredita-se que as concentrações deste sejam pequenas,
provavelmente o gás participa em uma pequena percentagem do volume total
do sedimento (Davis, 1992). De acordo com Judd & Holand (1992), a turbidez
acústica aparece como reflexões caóticas, causadas pelo espalhamento da
energia acústica, parecendo como uma borra preta no registro de 3,5 kHz. É
comum as reflexões subjacentes àquelas afetadas pelo gás exibirem um
efeito “pull down” (Judd & Holand, 1992). Como estas reflexões se prolongam
em direção a zona de turbidez acústica elas sofrem uma deflexão para baixo
devido ao decréscimo na velocidade (Vp) na zona sob influência do gás.
Esse decréscimo é mais pronunciado quando o gás está livre no sedimento
(bubble phase) (Okyar & Ediger, 1999).
Um outro tipo de ocorrência de gás seria o “gas brightening”,
caracterizado pelo aumento do contraste de impedância entre determinados
refletores e o sedimento subjacente devido à presença de gás, sendo
geralmente observado acima ou lateralmente, nas adjacências das zonas de
turbidez acústica (Hart et al., 1993). Segundo Judd & Holand (1992) essas
reflexões com aumento de amplitude que se estendem lateralmente de zonas
de turbidez acústica são denominadas de “enhanced reflections” (refletores
realçados por gás) e ocorrem quando o gás aparece como acumulações
dentro de poros de sedimentos (ricos em silte e areia) – mancha brilhante
(bright spots) ou disseminado dentro de sedimentos selados (ricos em argila).
O branqueamento ou mascaramento acústico (acoustic blanking) é o
termo usado para descrever áreas no registro sísmico onde as reflexões são
33
fracas ou ausentes. Este efeito é atribuído à absorção da energia acústica
por um sedimento carregado de gás. O gás trapeado no sedimento pode dar
uma alta amplitude do eco, realçando o refletor, gerando um grande contraste
de impedância acústica com o sedimento acima sem gás (Davis, 1992; Judd
& Hovland, 1992). García-Gil et al. (1999) chamam este tipo de acumulação
de apantallamientos acústicos e identificam como um mascaramento total do
registro onde o limite superior da acumulação é marcada pela presença de
um refletor com geometria geralmente plana.
Há muitas outras classificações dos tipos de acumulações de gás nos
sedimentos, baseando-se principalmente nas características das respostas
sísmicas, geometrias e dimensões.
De acordo com Figueiredo et al. (1996) no delta submarino do
Amazonas os refletores “gas brightening” predominam na área próxima a foz
do rio Amazonas em depósitos de camadas de areia e lama, enquanto as
zonas de turbidez acústica dominam nos sedimentos finos da porção distal
do sistema. A Figura 12 apresenta uma seção sísmica da região foreset do
delta comparando registros de 3,5 kHz e Geopulse adquiridos ao mesmo
tempo e numa mesma área. Nos dois registros o gás aparece como zona de
turbidez acústica no lado direito do registro e como refletores “gas
brightening” no lado esquerdo. Observa-se ainda na figura 12, que em
registros de Geopulse (que tem maior potência), os refletores abaixo do gás
podem ser detectados, pois a reflexão não é tão forte se comparada aos
perfis de 3,5 kHz da mesma área. Vale ressaltar que nos registros de
geopulse foi utilizado um swell filter, o que tirou as ondulações na superfície
do fundo.
A extensão de gás na plataforma é tão grande que por horas e horas
de navegação o registro pode apresentar-se sem penetração devido ao gás
trapeado na superfície e subitamente registrar uma “janela” sem gás, onde é
possível observar as estruturas internas do pacote sedimentar, e depois
voltar ao padrão anterior (Figueiredo, 1993).
Nos perfis de Parasound são encontradas áreas com ausência de
sinal de vários quilômetros de extensão, principalmente nos perfis localizados
na região proximal à foz do Amazonas e as principais formas de ocorrência
de gás citadas anteriormente podem ser encontradas.
34
Figura 12 – Registros sísmicos de 3,5 kHz e Geopulse, da mesma região,
mostrando gás trapeado no sedimento. Em função da maior potência do
Geopulse, em relação ao 3,5 kHz, é possível observar refletores abaixo da
camada de gás (Figueiredo et al., 1996).
35
CAPÍTULO 7
DESCRIÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS PERFIS SÍSMICOS
7.1. PERFIL A
Este perfil localiza-se relativamente próximo a foz do rio Amazonas e é
caracterizado por refletores de sub -superfície plano-paralelos e de grande
continuidade lateral (Eco tipo SS), sobrepostos a areias relíquias, numa
discordância bem caracterizada (Figura 13). Esta continuidade pode ser
observada por vários quilômetros e é interrompida bruscamente quando o
sedimento está carregado de gás (acoustic blanking). Os refletores de sub superfície plano -paralelos possuem diferentes amplitudes do eco que são
associadas a laminações de areia e lama. Essa alternância de litologia pode
ter sido causada pela descarga do rio ou pela variação da maré (Grossmann
et al., 2001).
Algumas sand waves podem ser observadas no lado SE onde o caráter
do Eco passa a ser do tipo S.
Com base no testemunho 4236 (Projeto Amasseds – Tabela 1), que se
encontra próximo ao perfil A e na profundidade de 49 m de lâmina d’água, o
primeiro 1 m de sedimento é composto por laminações de silte e areia muito
fina, sendo o restante composto predominantemente por areia média.
36
PERFILA
SE
NW
0 m NíveldoMar
Tipo d e E c o S
Tipo d e E c o SS
25m
SandWaves
Gás
50m
Areias relíquias
Gás
Branqueamento
Acústico
10km
0
4N
N
0
2N
Figura 13 - Perfil sísmico A e mapadelocalização
4236
A
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilA(—)edotestemunho4236(+)
7.2. PERFIL B
É um perfil paralelo à costa, na região proximal a Foz do Amazonas,
numa área de grande descarga sedimentar e alta taxa de sedimentação
(Figura 14).
Com base no testemunho 4234 (Projeto Amasseds), que se encontra
próximo ao perfil B e na profundidade de 18 m de lâmina d’água, os primeiros
4 m de sedimento são compostos predominantemente por silte e a partir daí
até 5,8 m o sedimento é composto por laminações de silte e areia muito fina.
Já o testemunho 4235, que se encontra mais distante do perfil B, e a 49 m de
profundidade, possui 6,7 m de sedimento que são predominantemente
compostos de areia fina.
Características do caráter do Eco:
-
refletores de sub -superfície plano-paralelos (tipo de eco SS);
-
refletores com grande conti nuidade lateral (principalmente nos primeiros
cinco metros de sedimento);
-
presença de zonas sem reflexão de sinal, perda da continuidade lateral
dos refletores aleatoriamente devido a presença de gás;
-
Turbidez acústica e branqueamento acústico;
-
presença de downlaps e paleocanal.
O espectro de amplitude do traço sísmico na posição B1 apresenta a
mesma variação da amplitude (o mesmo padrão), tanto para a parte superior
quanto para a inferior dos 5 m do pacote sedimentar (Figura 15).
No espectro de amplitude do traço sísmico na posição B2, a parte superior
(5 m) apresenta valores de amplitude (percentagem relativa entre as
freqüências) bem maiores do que para a parte inferior do espectro, onde a
perda de sinal, devido a presença de gás, na freqüência de 4 kHz, é calculada
em 87% (17,5db) (Figura 16). O refletor forte (bright spot) antes do
branqueamento acústico pode ser devido ao gás trapeado.
38
PERFIL B
NW
SE
0 m Nível do Mar
B1
B2
TipodeEcoSS
Paleocanal
25m
Gás
Gás
Gás
TurbidezAcústica
downlaps
Branqueamentoacústico
50m
10km
0
4N
N
Figura 14 - Perfil Sísmico B com localizaçãodosespectros B1 e B2
e mapa daárea de estudocomlocalizaçãodoperfil B e
dos testemunhos 4234 e 4235
0
2N
4234
B
4235
0
0
0
51W
0
49W
4 70 W
Localização doPerfilB(—) e dos testemunhos 4234e4235(+)
inferior
superior
Figura 15 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição B1 (Figura 14). Traço
vermelho corresponde a camada dos 5m superiores e o traço azul aos 5m inferiores.
40
superior
inferior
Figura 16 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição B2 (Figura 14). Traço
vermelho corresponde a camada dos 5m superiores e o traço azul aos 5m inferiores.
41
7.3. PERFIL C
Localiza-se em uma posição perpendicular a costa, na região do
foreset do delta submarino (Figura 17). É dividido em uma região com uma
reflexão em sub-superfície (tipo de eco SS) e outra região com apenas uma
reflexão forte em superfície (tipo de eco S). Observa-se neste perfil na região
do foreset (Eco do tipo SS) downlap de sedimentos terrígenos sobre areias
relíquias e presença de gás. Na região do bottomset, onde ocorre o eco do
tipo S, há muitas sand waves.
O testemunho 4233 (Tabela 1 e Costa (1997)), se encontra próximo a
este perfil e está à uma profundidade de 41 m de lâmina d’água, o primeiro
1,75 m do pacote sedimentar apresenta areia muito fina com laminações de
silte e alguns buracos preenchidos por lama, enquanto o restante até 7 m é
totalmente arenoso (areia fina) e repleto de fragmentos de conchas.
A Figura 18 apresenta descrição dos sedimentos, reflectância e as
propriedades físicas do testemunho à gravidade GeoB 3916-2 coletado
durante a perfilagem (Ficher, 1996). A profundidade da lâmina d’água é de 38
m e o comprimento do testemunho é de 5,95 m. Em toda sua extensão o
pacote sedimentar apresenta argila, com bioturbação de 30 a 60% do
sedimento até os 3 m e a partir daí a bioturbação cai para 30%. Nos últimos
50 cm ocorre fragmentos de conchas. A análise de C-14 feita neste
testemunho em 5,90 m indicou uma idade de 1150 anos com erro de ± 40
anos.
Devido a não continuidade de alguns refletores em sub-superfície,
foram confeccionados dois espectros para se analisar a perda do sinal. O
espectro de amplitude do traço sísmico na posição C1 (Figura 19) apresenta
forte reflexão do sinal nos primeiros 6 m de sedimento (profundidade de 37,5
m relativa ao nível do mar) e uma atenuação média de 97% (19,5 db) relativa
aos 6 m subsequentes. No espectro de amplitude do traço sísmico na posição
C2 (Figura 20) observa-se que não há perda de amplitude de sinal
significativa da parte superior para a inferior aos 6 m e as variações na
amplitude do sinal devem estar relacionadas a mudanças na litologia e não a
presença de gás, conforme indica o perfil sísmico C.
42
PERFIL C
NE
SW
0 m Nível do Mar
TipodeEcoS
TipodeEcoSS
GeoB3916-2
25m
C1
Gás
C2
Downlaps
SandWaves
Areiasrelíquias
50m
75 m
10km
0
4N
N
Figura 17 - Perfil Sísmico C com localização dos espectros C1 e C2 e dotestemunho
GeoB3916-2 e mapa da áreacomlocalizaçãodoperfiledos testemunhos
0
2N
4233
C
3916-2
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilC(—) e do testemunho a pistão 4233(+) e do
testemunho a gravidadeGeoB3916-2(!)
Figura 18 – Descrição dos sedimentos e características físicas do testemunho à gravidade GeoB3916-2 (Ficher, 1996).
44
superior
inferior
Figura 19 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição C1 (Figura 17). Traço
vermelho corresponde a camada dos 6m superiores e o traço azul aos 6m
inferiores.
45
superior
inferior
Figura 20 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição C2 (Figura 17). Traço
vermelho corresponde a camada dos 6m superiores e o traço azul aos 6m
inferiores.
46
7.4. PERFIL D
O perfil D localiza-se na região do bottomset do delta submarino do
Amazonas (Figura 21). Não há penetração do sinal em sub-superfície em todo
o perfil (eco caráter tipo S). Observam-se grandes bancos de areia, podendo
chegar a 12 m de altura e a 2 km de largura no topo e algumas sand waves.
Supõe-se que a forte reflexão do fundo seja constituída de areias relíquias e
que nesta área não haja deposição de sedimentos provindos atualmente da
Foz do Amazonas devido a ação da Corrente Norte do Brasil que barra a
chegada desses sedimentos na área.
47
PERFIL D
NW
0m
SE
NíveldoMar
Tipo de Eco S
25m
50m
Bancos deareia
75m
100m
10km
0
4N
N
D
0
2N
Figura21 - Perfil Sísmico D e mapa de localização
0
0
0
51W
Mapa delocalização doPerfilD(—)
4 90 W
4 70 W
7.5. PERFIL E
O perfil E localiza -se nas regiões de foreset
e botomset do delta
(Figura 22). Possui dois tipos de eco, um com penetração do sinal em subsuperfície (tipo SS) e outro do tipo S na região de profundidades maiores que
70 m (bottomset) com apenas uma reflexão forte do sinal em superfície.
A progradação dos sedimentos em direção costa afora é bem
caracterizada pelos downlaps, sendo possível ver as várias camadas
sedimentares, que devido as diferentes amplitudes do eco (reflexão mais
fracas em amarelo e mais fortes em preto) supõe-se serem laminações de
silte e areia.
Há um grande branqueamento acústico (ver perfil, Figura 22), de cerca
de 8 km de extensão, com grande atenuação do sinal, onde se observa a
descontinuidade lateral dos refletores sísmicos.
Na direçao SW desse mascaramento dos refletores é possível ver
downlaps pretéritos, identificando a progradação dos sedimentos terrígenos.
O espectro de amplitude localizado na posição E1 (Figura 23) mostra a
atenuação de cerca de 60% (12 db) do sinal dos primeiros 7,5 m para os 7,5
m seguintes na área do mascaramento.
O testemunho 4231 (Projeto AmasSeds), se encontra próximo a este
perfil e está à uma profundidade de 45 m de lâmina d’água, possui um
comprimento total de 8 m e é predominantemente lamoso. De acordo com
Costa (1997), a partir dos 5 m é constituído de muitas laminações de areia
muito fina a fina.
49
PERFIL E
NE
SW
0m
NíveldoMar
Tipo de Eco SS
Tipo de Eco S
25m
Downlap
E1
Branqueamento
Acústico
50m
Downlap
10 km
Múltiplas
75m
Sand waves
Areias relíquias
100m
0
4N
N
E
4231
0
Figura 22 - Perfil Sísmico E com localizaçãodoespectroE1e
mapadaáreacoma localização d o p e r f i l E e d o
testemunho4231
2N
0
0
0
51W
0
49W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilE(—) e dotestemunho4231(+)
superior
inferior
Figura 23 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição E1 (Figura 22). Traço
vermelho corresponde a camada dos 7,5m superiores e o traço azul aos 7,5m
inferiores.
51
7.6. PERFIL F
Esse perfil encontra-se paralelo à costa e possui caráter de eco do tipo
SP (Figura 24). Sua morfologia possui altos que parecem remanescentes de
efeitos erosivos das correntes. Em direção NW, observa-se a presença de
uma feição similar a um vulcão de lama. Talvez pequenas concentrações de
gás inseridas no sedimento podem ser responsáveis pelo aparecimento dessa
feição e pela perda da penetração do sinal em algumas áreas.
52
PERFIL F
NW
SE
0 m NíveldoMar
CNB
Tipo d e E c o S P
Vulcãodelama
Gás
25m
múltiplas
50m
10km
0
4N
N
F
0
2N
Figura 24 - Perfil sísmico F e mapadelocalização
0
0
0
51W
0
49W
Mapa delocalização doPerfilF (—)
4 70 W
7.7. PERFIL G
Perfil perpendicular à costa incluindo região do foreset e do bottomset.
O caráter de eco apresenta-se sem penetração em quase toda sua extensão
(tipo S) (Figura 25).
O canal pretérito (paleocanal) recoberto por sedimento está a
aproximadamente
85 m de profundidade e pode estar relacionado a
correntes de fundo de direção noroeste.
O testemunho 4203 (Projeto AmasSeds – Tabela 1) localiza-se nas
proximidades do perfil G, está localizado a 40 m de profundidade de lâmina
d’água e possui um comprimento total de 4,65 m. A textura é
predominantemente siltosa (tabela 1). De acordo com Costa (1997) esse
testemunho possui muitas laminações de areia muito fina, principalmente nos
primeiros 2,5 m. Uma foto de 30 cm desse testemunho mostra uma coloração
escura e alguma variação na granulometria. O testemunho 4226 está
localizado a uma profundidade de 58 m de lâmina d’água e possui um
comprimento total de 7 m. A textura é predominantemente siltosa, mas os
primeiros 50 cm são compostos por areia muito fina.
A Figura 26 mostra um detalhe da progradação dos sedimentos
recentes sobre as areias relíquias.
54
PERFIL G
NE
SW
0 m NíveldoMar
Tipos deEco S e SP
25m
Múltiplas
Downlaps
50m
75m
Paleocanal
Areias relíquias
10km
100 m
Foto d o PC 4203
(100 a 130 cm)
0
4N
N
Figura 25 - Perfil sísmico G, mapa d a á r e a c o m a
localização do perfil G e dos testemunhos
4226 e 4203 e foto d o testemunho 4203
4203
G
4226
0
2N
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilG(—) e dostestemunhos4226e4203(+)
Downlaps
Areias relíquias
Figura 26 – Detalhe da progradação dos sedimentos sobre as areias relíquias na
transição foreset-bottomset do perfil G.
56
7.8. PERFIL H
Esse perfil encontra-se a noroeste da Foz do Amazonas, na região do
Bottomset, tem caráter de eco do tipo SP, possui 134 km de extensão e está
dividido em duas partes: perfil H’ (Figura 27) e perfil H’’ (Figura 28). Existem
cinco testemunhos nas proximidades que serão usados na interpretação.
O testemunho PC4205 é o mais distante do perfil H, sua granulometria
predominante é silte (Tabela 1), com algumas a
l minações de argila a partir
dos 2,7 m, está à uma profundidade de 18 m e possui um comprimento total
de 6 m. O testemunho PC4222 se encontra a uma profundidade de 37 m,
possui comprimento total de 6,5 m e é também composto basicamente por
silte. Os testemunhos PC 4224 e PC 4206 foram coletados a profundidade de
50 m, possuindo comprimento total de 7 m e 10,4 m, respectivamente. O PC
4224 é todo composto por variações granulométricas entre silte e argila. O PC
4206 possui silte nos primeiros 4 m de sedimentos e a partir desta
profundidade apresenta laminações de silte e argila. O PC 4223 está a uma
profundidade de 72 m e é o localizado mais próximo ao perfil, possuindo
apenas 2 m de comprimento. Os primeiros 20 cm são compostos de areia
muito fina, e a partir daí a granulometria que predomina é o silte.
Analisando-se os testemunhos conclui-se que há predominânica de
silte, podendo haver ou não uma camada de areia muito fina superficialmente.
Junto à continuação do perfil H (H’’) encontra-se uma foto de 30 cm do
PC4206. Nota-se uma coloração clara e uma faixa de coloração bem mais
escura que pode estar relacionada à florações planctônicas. Não observa-se
mudança de granulometria, a parte amostrada parece ser lamosa.
Na localização do traço onde foi confeccionado o espectro de
amplitude H1 (perfil H’) observa-se uma reflexão forte nos primeiros
centímetros de sedimento e um pouco mais fraca nos próximos 11,25 m,
quando a reflexão torna-se forte novamente. O espectro de amplitude (Figura
29) mostra que a parte inferior tem uma amplitude do sinal um pouco mais
alta, provavelmente devido às areias que estão sendo recobertas.
Correlacionando-se este padrão encontrado com o testemunho PC 4223
supõe-se que há areia no topo da seção e a partir daí, silte é depositado
sobre areias.
57
PERFILH’
SE
NW
0m
NíveldoMar
25 m
Tipo de Eco SP
50 m
H1
H2
H3
75 m
100m
10 km
I
0
4N
H’
N
4222
4205
Figura 27 - Perfil sísmico H’ com localização dos espectros H1, H2eH3
e mapa daáreacom a localização do perfil e dostestemunhos
H’’
4223
4206
4224
0
2N
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa de localização doPerfilH’(—) e dostestemunhos4205,4206,
4222,4223, 4224(+ )
A Figura 30 apresenta a superposição de dois espectros de amplitude,
H2 e H3, para um mesmo intervalo de profundidade considerado (30 m).
Observa-se que não há penetração do sinal no traço sísmico H3, onde há um
banco de areia, sobre o qual ainda não ocorreu a deposição de sedimento
finos. A grande diferença de amplitude entre os pontos H2 e H3 e a não
penetração do eco, é devido ao sedimento arenoso e além disso a presença
de gás no ponto H3.
58
PERFILH’
SE
NW
0m
NíveldoMar
25 m
Tipo de Eco SP
50 m
H1
H2
H3
75 m
100m
10 km
I
0
4N
H’
N
4222
4205
Figura 27 - Perfil sísmico H’ com localização dos espectros H1, H2eH3
e mapa daáreacom a localização do perfil e dostestemunhos
H’’
4223
4206
4224
0
2N
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa de localização doPerfilH’(—) e dostestemunhos4205,4206,
4222,4223, 4224(+ )
PERFIL H’’
NW
SE
0m NíveldoMar
Tipo de Eco SP
25m
Canal preenchido
50m
Canal preenchido
CNB
75m
100m
10km
FOTO do PC 4206
(250 a 280cm)
0
4N
N
N
4222
4205
Figura 28 - Perfil sísmico H’’, mapadaárea
com a localização do perfil e dos
testemunhos e fotodotestemunho
4206
4223
4206
4224
H’’
0
2N
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilH’’(—) e dostestemunhos4205,4206,
4222,4223,4224(+)
inferior
superior
Figura 29 – Espectro de amplitude do traço sísmico na posição H1 (Figura 27). Traço
vermelho corresponde a camada dos 11,5m superiores e o traço azul aos 11,5m
inferiores.
61
H2
H3
Figura 30 – Espectros de amplitude H2+H3 (Figura 27). Amplitude do sinal no ponto
H2 do perfil corresponde ao traço azul e a amplitude do sinal no ponto H3
corresponde ao traço em vermelho. Para ambos os traços foram selecionados os
primeiros 30m de sedimento.
62
7.9. PERFIL I
Esse perfil localiza-se numa região de bottomset, possui caráter de eco
do tipo SP, vários bancos de areia e algumas sand waves (Figura 31). Em
algumas áreas é visível a progradação pretérita e recente dos sedimentos, o
que mostra que os sedimentos são carreados para noroeste da foz do
Amazonas e depositados no bottomset do delta submarino. Observa -se várias
áreas sem penetração de sinal que podem estar ligadas à presença de gás
disperso no sedimento.
A Figura 32 apresenta a descrição dos sedimentos, reflectância e as
propriedades físicas do testemunho à gravidade GeoB 3918-4 (Ficher, 1996)
coletado durante a perfilagem. A profundidade da lâmina d’água é de 51 m e
o comprimento do testemunho é de 4,84 m. Em toda sua extensão o pacote
sedimentar apresenta argila, com bioturbação do sedimento menor que 30%.
Há presença de bolhas de gás entre 36 e 46 cm.
Abaixo de 1 m de
testemunho não foi possível medir a velocidade da onda sísmica (Vp) devido
a presença de gás metano.
Análise de C-14 feita nos 4,5 m deste
testemunho indicou uma idade de 1030 anos com erro de ± 40 anos.
De acordo com estes dados do testemunho GeoB 3918-4, constata-se
que ainda há a presença de gás nesta região distal da foz do Amazonas e
provavelmente os sedimentos que estão progradando sobre os bancos são
lamosos.
Foi confeccionado um espectro de amplitude (Espectro I1) no mesmo
ponto onde foi coletado o testemunho GeoB 3918-4 a fim de se verificar a
presença de gás no sedimento, como apontado na descrição dos sedimentos
deste testemunho (Figura 33). Analisando-se esse espectro observa-se que
os primeiros 6 m de sedimento apresentam forte reflexão do sinal enquanto
que os 6 m seguintes possuem uma atenuação do sinal muito grande,
praticamente todo sinal é perdido, o que confirma a presença de gás inserida
no sedimento nesta região como descrito em Fisher (1996).
63
PERFIL I
N
S
0m
NíveldoMar
25m
TipodeEcoSP
GeoB3918-4
EspectroI1
50m
75m
100m
10km
10km
II
0
4N
3918-4
N
Figura 31 - Perfil sísmico I comlocalização do espectro I1 e dotestemunho
GeoB3918-4 e mapa da área c o m a localização do perfil e do
testemunho
0
2N
0
0
0
51W
4 90 W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilI (—)edotestemunhoagravidade3918-4(!)
Figura 32 - Descrição dos sedimentos e características físicas do testemunho à gravidade GeoB3918-4 (Ficher,1996).
65
Superior
Inferior
Figura 33 – Espectro de amplitude I1 (Figura 31). Traço vermelho corresponde a
camada dos 6 m superiores e o traço azul aos 6 m inferiores a localização do gás.
66
7.10. PERFIL J
O perfil J (Figura 34) apresenta um banco carbonático que ocorre como
uma feição alongada na quebra da plataforma em torno de 125 m de
profundidade, a offshore do Cabo Cassiporé, onde a plataforma continental se
estreita. Segundo Figueiredo & Grossmann (2001), este banco refere-se a um
recife carbonático cujo topo pode ser aplainado ou ondulado e uma
característica comum é que os recifes agem como uma barreira para o
sedimento que são transportados em direção ao talude.
Um testemunho a gravidade (GeoB3920-2 (Fischer, 1996)) foi coletado
ao final deste perfil e apresenta características bem distintas dos anteriores
(Figura 35). A profundidade da lâmina d’água é de 128 m e o comprimento do
testemunho é de 4,05 m. Os primeiros 20 cm de sedimento apresentam argila
arenosa com fragmentos de concha, um fóssil e arenitos de praia (beach
rocks). Em todo o testemunho a bioturbação do sedimento é menor que 30%.
A partir dos 20 cm a litologia característica é de argila siltosa, há ainda
fragmentos
de
conchas
e
fragmentos
de
arenito
de
praia
até
aproximadamente 1 m. Em torno dos 62 cm foram encontradas bolhas de
gás. Laminações de areia foram encontradas em 90, 100, 120 e 136 cm.
Observa-se que a densidade obtida através de raio-gama é bem baixa nas
seções do testemunho onde ocorrem as laminações de areia.
67
PERFIL J
SE
NW
75 m
100m
Banco
carbonático
GeoB3920-2
125m
150m
175m
10km
J
3920-2
0
4N
N
Figura 34- Perfil sísmico J com localizaçãodotestemunho
GeoB3920-2 e mapa da área com a llocalização
doperfil e dotestemunho
0
2N
0
0
0
51W
0
49W
4 70 W
Mapa delocalização doPerfilJ(—) e dotestemunho a gravidade3920-2(!)
Figura 35 - Descrição dos sedimentos e características físicas do testemunho à gravidade GeoB3920-2 (Fischer, 1996).
69
CAPÍTULO 8
CONCLUSÕES
O processamento dos dados sísmicos de Parasound possibilitou a
interpretação de diferentes feições geológicas e de grandes extensões de
sedimento carregado de gás no delta submarino do Amazonas.
Com a ajuda dos espectros de amplitude confeccionados durante a
etapa do processamento sísmico foi interpretada a presença de gás na
maioria dos perfis, principalmente nas áreas mais proximais à foz e as mais
distais da foz do Amazonas. O gás inserido no sedimento provoca uma perda
de sinal bastante significativa, que é demonstrada nos espectros de
amplitude.
Conclui-se que o delta submarino do Amazonas é uma região que
apresenta gás disperso no sedimento em quase toda sua extensão e a
análise das amplitudes do sinal a partir de espectros de amplitude mostrou-se
como mais uma ferramenta para a interpretação de perfis sísmicos,
principalmente na detecção de gás.
De acordo com estudos do Projeto Amasseds o gás encontrado na
área é do tipo biogênico (gás metano) e de acordo com a interpretação dos
perfis este pode ser encontrado tanto abaixo dos primeiros centímetros de
sedimento quanto abaixo de uma camada de sedimentos maior, cerca de 5 a
8 metros. Nas áreas mais distais (perfis I e J) as ocorrências de gás ainda
foram constatadas nos primeiros centímetros através da análise de dois
testemunhos à gravidade coletados nessa área.
A interpretação dos perfis demonstrou que existem três tipos de caráter
de eco, classificados como: tipo S, tipo SS e tipo SP, que são comparáveis ao
tipos IA, IB e IIA de Damuth (1975), respectivamente. Os tipos S e SS
encontram-se na região do delta mais proximal à foz do Amazonas, enquanto
que o tipo SP é mais encontrado na região distal.
Foi possível também identificar várias feições geológicas, como a
presença de paleocanal, vulcão de lama, sand waves, bancos de areia,
70
influenciados ou não pelos fatores oceanográficos atuantes na região. A
morfologia do delta submarino também é bem caracterizada pelos perfis,
podendo-se notar as três regiões distintas (topset, foreset e bottomset).
A utilização do caráter de eco na interpretação da distribuição de
fácies sedimentares, de gás inserido no sedimento e caracteri zação de
ambientes de sedimentação tem sido uma ferramenta de grande importância
para a geologia.
71
CAPÍTULO 9
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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77
ANEXOS
78
Tabela 1 - Análise granulométrica dos Piston Cores do Projeto AmasSeds localizados na área de estudo
Nº PC Latitude
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
4203
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
2º,93
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
N
Long.
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
49º,48
W
W
W
W
W
W
W
W
W
W
W
W
W
W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
50º,11 W
Intervalo cascalho Areia
Amostra(%)
média
gem
grossa
(%)
30-40
0.00
0.00
60-70
0.00
0.00
90-100
0.00
0.00
120-130
0.00
0.00
150-160
0.00
0.00
180-190
0.89
0.00
210-220
0.00
0.00
240-250
0.00
0.00
270-280
0.00
0.00
330-340
0.00
0.00
360-370
0.00
0.00
390-400
0.00
0.00
420-430
0.00
0.01
450-460
0.00
0.00
30-40
60-70
90-100
120-130
150-160
180-190
210-220
240-250
270-280
330-340
360-370
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Areia
grossa
(%)
areia
média
(%)
areia
fina
(%)
Silte
(%)
Argila Mediana Média
(%)
0.05
0.03
0.04
0.04
0.00
0.03
0.00
0.00
0.06
0.05
0.07
0.17
0.04
0.08
Areia
média
fina
(%)
6.03
2.32
4.94
4.77
6.05
4.33
0.77
1.88
0.94
7.75
2.17
5.75
0.52
0.69
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.04
0.03
0.02
0.03
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Classificação
77.83
76.59
67.95
73.97
70.08
74.31
57.26
71.83
51.84
48.53
44.46
82.02
86.59
79.73
16.05
21.03
27.05
21.20
23.15
20.43
41.97
26.29
47.16
43.65
53.30
12.04
12.79
19.50
4.176
4.204
4.225
4.205
4.224
4.203
7.074
4.239
7.193
7.083
8.074
4.182
4.219
5.008
5.401
5.772
5.821
5.758
5.809
5.492
7.139
6.100
7.469
7.397
8.082
4.787
4.831
5.772
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
argila
silte
silte
silte
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.07
0.02
0.08
0.11
0.11
0.07
0.06
0.07
0.12
0.11
0.05
51.79
40.88
34.23
41.66
50.20
38.31
43.28
39.14
28.80
28.98
32.89
48.14
59.10
65.69
58.23
49.69
61.62
56.66
60.79
71.09
70.91
67.07
7.236
8.047
8.073
8.041
7.245
8.054
8.033
8.220
9.030
8.197
8.082
7.203
7.478
7.469
7.460
7.761
7.459
7.462
7.543
8.721
8.136
7.510
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
silte
argila
argila
silte
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4205
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
4206
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
03º,14
N
N
N
N
N
N
N
N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
3º,23 N
50º,11
50º,11
50º,11
50º,11
50º,11
50º,11
50º,11
50º,11
W
W
W
W
W
W
W
W
390-400
420-430
450-460
480-490
510-520
540-550
570-580
600-606
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.04
0.04
0.05
0.02
0.02
0.04
0.08
28.40
25.47
29.61
31.72
29.63
39.24
38.14
30.50
71.58
74.50
70.35
68.23
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silte
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silte
silte
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silte
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argila
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areia fina
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areia média
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areia média
areia média
areia média
areia média
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