UTILIZAÇÃO DE GEOTECNOLOGIAS NA AVALIAÇÃO DA ... · Ao professor Luiz Landau, em especial, pela confiança depositada na minha capacidade de concluir o programa de doutorado,

UTILIZAÇÃO DE GEOTECNOLOGIAS NA AVALIAÇÃO DA VULNERABILIDADE

AO RISCO SÍSMICO NO POLIDUTO URUCU-COARI-MANAUS

Paulo Antônio Viana de Souza

Tese de Doutorado apresentada ao Programa de Pós-

graduação em Engenharia Civil, COPPE, da

Universidade Federal do Rio de Janeiro, como parte

dos requisitos necessários à obtenção do título de

Doutor em Engenharia Civil.

Orientadores: Luiz Landau

Fernando Pellon de Miranda

Rio de Janeiro

Dezembro de 2017




TESE SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO INSTITUTO ALBERTO LUIZ

COIMBRA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA DE ENGENHARIA (COPPE) DA

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS

REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM

CIÊNCIAS EM ENGENHARIA CIVIL.

Examinada por:

________________________________________________

Prof. Luiz Landau, D.Sc.

________________________________________________

Prof. Fernando Pellon de Miranda, Ph.D.

________________________________________________

Prof. Willy Alvarenga Lacerda, Ph.D.

________________________________________________

Dr. Delano Meneccuci Ibanez, D.Sc.

________________________________________________

Prof. André de Souza Avelar, D.Sc.

________________________________________________

Prof. Cláudio Limeira Mello, D.Sc.

________________________________________________

Prof. Afonso César Rodrigues Nogueira, D.Sc.

RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL

DEZEMBRO DE 2017

iii

Souza, Paulo Antônio Viana de

Utilização de Geotecnologias na Avaliação da

Vulnerabilidade ao Risco Sísmico no Poliduto Urucu-

Coari-Manaus/ Paulo Antônio Viana de Souza. – Rio de

Janeiro: UFRJ/COPPE, 2017.

XX, 150 p.: il.; 29,7 cm.

Orientador: Luiz Landau


Tese (doutorado) – UFRJ/ COPPE/ Programa de

Engenharia Civil, 2017.

Referências Bibliográficas: p. 137-148.

1. Vulnerabilidade. 2. Risco Sísmico. 3.

Concentrações Locais de Stress. I. Landau, Luiz et al. II.

Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE,

Programa de Engenharia Civil. III. Título.

iv

Dedico esta tese a Deus e a meus familiares.

v

Agradecimentos

Primeiramente, agradeço a Deus por ter me dado determinação e força de vontade,

elementos fundamentais para que eu pudesse alcançar meus objetivos.

Sou grato a todos aqueles que, de alguma forma, incentivaram, apoiaram e

contribuíram para a realização deste trabalho. A algumas pessoas dedico especial

agradecimento.

Ao professor Luiz Landau, em especial, pela confiança depositada na minha

capacidade de concluir o programa de doutorado, pelo incentivo e apoio irrestrito prestados

em toda a etapa de desenvolvimento desta pesquisa. Tudo isso foi fundamental para a

consolidação deste trabalho.

Ao professor, orientador, Fernando Pellon, por gentilmente ter aceitado me orientar

neste doutorado, pela oportunidade de crescimento, pelo aprendizado, por acreditar no meu

esforço, pelo acompanhamento e orientação prestados durante a principal etapa desta

pesquisa.

Gostaria de agradecer também a todos os membros da banca examinadora, por sua

valiosa contribuição através das correções e revisões apresentadas para elaboração do

documento final.

Aos colegas do LABSAR, que de alguma forma incentivaram e colaboraram com a

realização da tese: Patrícia Mamede da Silva, Adriano Vasconcelos, Carlos Beisl,

Humberto, Monica Caruso, Rosana Caruso e Fabio Roque.

À equipe de suporte de rede do LAMCE, pelo pronto apoio e disponibilidade para

instalação de softwares, que foi muito importante na realização da tese.

À Universidade Federal do Rio de Janeiro (UFRJ), ao Instituto Alberto Luiz

Coimbra de Pós-Graduação e Pesquisa de Engenharia (COPPE), e ao Programa de

Engenharia Civil (PEC), pela oportunidade de realizar um curso de Pós-Graduação. À ANP

e ao CNPq, pelo apoio financeiro, que muito contribuiu para o desenvolvimento deste

estudo.

vi

“A educação é o ponto em que

decidimos se amamos o mundo o

bastante para assumirmos a

responsabilidade por ele”.

Hannah Arendt

vii

Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários para a

obtenção do grau de Doutor em Ciências (D.Sc.)




Dezembro/2017

Orientadores: Luiz Landau


Programa: Engenharia Civil

A presente tese teve por objetivo aplicar, de modo pioneiro no Brasil, a metodologia

desenvolvida pela Organização Pan-Americana da Saúde para a avaliação de risco sísmico

e estimativa de vulnerabilidade de dutos a terremotos. O método foi adaptado para a região

da Amazônia na qual se instalou o poliduto Urucu-Coari-Manaus, onde em 1983, ocorreu

um terremoto na cidade de Codajás (AM).

A metodologia proposta pela citada instituição considera: (1) o fator de risco pelo

tipo de perfil de solo (FSPT), (2) o fator de risco para o potencial de liquefação do solo

(FPSL) e (3) o fator de deslocamento permanente do solo (FPDS). O fator de risco sísmico

(SHF) é calculado pelo produto FSPT x FPSL x FPDS. Foram ainda identificados Local

Stress Concentrators (LSCs) na interseção de estruturas geológicas, os quais se dispõem

em três agrupamentos na área de influência do poliduto Urucu-Coari-Manaus.

Os resultados da pesquisa foram cartografados na escala 1:750.000, com destaque

para uma Zona de Atenção Especial (ZAE). Tal área é mapeada como de alto risco sísmico

e inclui o agrupamento do LSCs do Arco de Purus.

viii

Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements

for the degree of Doctor of Science (D.Sc.)

USE OF GEOTECHOLOGIES TO EVALUATE THE VULNERABILITY TO SEISMIC

HAZARD IN THE URUCU-COARI-MANAUS POLIDUCT


December/2017

Advisors: Luiz Landau


Department: Civil Engineering

The present thesis aimed to apply, in a pioneering way in Brazil, the methodology

developed by the Pan American Health Organization for the evaluation of seismic hazard

and vulnerability estimation of pipelines to earthquakes. The method was adapted to the

Amazon region where the Urucu-Coari-Manaus poliduct was installed, and where, in 1983,

an earthquake occurred in the city of Codajás (AM).

The methodology proposed by this institution considers: (1) the soil hazard fator

(FSPT), (2) the hazard factor for soil liquefaction potential (FPSL) and (3) the soil

permanent displacement factor (FPDS). The seismic hazard factor (SHF) is calculated using

the product FSPT x FPSL x FPDS. Local Stress Concentrators (LSCs) were also identified

at the intersection of geological structures. They defined three clusters in the area of

influence of the Urucu-Coari-Manaus poliduct.

The results of the research were mapped on the 1: 750,000 scale, with emphasis on

a Special Attention Zone (AEZ). This area has high seismic risk and includes the LSCs

cluster of the Purus Arch.

ix

SUMÁRIO

Agradecimentos.....................................................................................................................v

Resumo.................................................................................................................................vii

Abstract...............................................................................................................................viii

Sumário.................................................................................................................................ix

Lista de Figuras...................................................................................................................xii

Lista de Tabelas...............................................................................................................xviii

Lista de Abreviações...........................................................................................................xx

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ...................................................................................... 1

1.1 Motivação Científica para Realização do Trabalho ................................................... 1

1.2 Objetivo Geral..............................................................................................................4

1.3 Objetivos Específicos ..................................................................................................4

1.4 Visão Geral da Metodologia Proposta.........................................................................5

1.5 Estrutura do Trabalho ................................................................................................. 6

CAPÍTULO 2 – ÁREA DE ESTUDO ............................................................................... 7

2.1 Localização e Caracterização da Área de Estudo .......................................................... 7

2.2 Aspectos Fisiográficos ................................................................................................. 13

2.3 Geologia regional das bacias do Solimões e Amazonas.................................................15

2.3.1 Bacia Sedimentar do Solimões...................................................................................15

2.3.2 Bacia Sedimentar do Amazonas.................................................................................16

2.4 Compartimentação Estratigráfica..................................................................................18

2.5 Evidências do Controle Tectônico da Paisagem na Área de

Estudo....................................................................................................................................21

2.6 Neotectônica na Amazônia: Breve Revisão..................................................................21

2.7 Mapa Neotectônico do Brasil........................................................................................25

x

2.7.1 Base cartográfica do Mapa Neotectônico do Brasil.....................................................25

2.7.2 Depósitos sedimentares................................................................................................27

2.7.3 Falhas e dobras...........................................................................................................27

2.7.4 Lineamentos...............................................................................................................28

2.7.5 Epicentros...................................................................................................................28

2.7.6 Recorte do Mapa Neotectônico do Brasil na Área de Estudo....................................29

2.8 - Evidências de neotectonismo através da interpretação integrada da rede de drenagem

com dados aeromagnéticos...................................................................................................31

2.9 Atividade sísmica na Amazônia e o sismo de Codajás.................................................34

2.10 Unidades Geomorfológicas..........................................................................................37

2.11 Aspectos Pedológicos....................................................................................................43

CAPÍTULO 3 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA.........................................................57

3.1- Prevenção de Riscos Geológicos em Projetos de Engenharia.......................................57

3.1.1 - Os principais tipos de problemas relacionados com solos.........................................58

3.1.2 - O risco sísmico...........................................................................................................60

3.1.2.1 - Modificações da movimentação no terreno por condições locais..........................62

3.1.2.2 - Os efeitos no terreno induzidos por terremotos......................................................64

3.1.2.3 – Potencial de liquefação dos solos...........................................................................67

3.2 Terremotos intraplaca (IPEs) e os Concentradores Locais de Tensão (LSCs)...............70

3.2.1 Rotação do campo de tensões no Rift Paleozóico do Amazonas.................................74

3.3 Shuttle Radar Topography Mission (SRTM)……………………….………………….79

3.3.1 Exemplo de análise morfoestrutural avançada utilizando dados SRTM na área do

Lineamento Pirapemas (Bacia de Barreirinhas)....................................................................80

CAPÍTULO 4 – METODOLOGIA...................................................................................85

4.1 – Materiais.......................................................................................................................85

4.2- Métodos.........................................................................................................................87

xi

4.2.1 Cálculo da Vulnerabilidade ao Risco Sísmico.........................................................90

4.2.1.1 Avaliação do Risco Sísmico..................................................................................91

4.2.1.2 – Estimando a Vulnerabilidade.................................................................................93

CAPÍTULO 5 - RESULTADOS E DISCUSSÕES...........................................................99

5.1 – Cálculo da Vulnerabilidade ao Risco Sísmico.............................................................99

5.2 – Estimativa de Vulnerabilidade...................................................................................108

5.3 – Cenário geológico da atividade sísmica na área de estudo........................................109

5.3.1 Tratamento e manipulação digital dos produtos derivados do MDE da missão

SRTM..................................................................................................................................109

5.3.2 Integração de dados em ambiente SIG.....................................................................118

5.3.3 – Identificação de Concentradores Locais de Estresse (“Local Stress Concentrators”

– LSCs)................................................................................................................................129

5.4 Confecção do Mapa do Fator de Risco Sísmico (SHF) em Escala Regional.............132

CAPITULO 6 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES...........................................135

CAPITULO 7 - BIBLIOGRAFIA...................................................................................137

ANEXO I - Mapa do fator de risco sísmico da Área de Influência do Poliduto Urucu-

Coari-Manaus com sobreposição de Local Stress Concentrators (LSCs), na escala 1:

750.000.

xii

Lista de Figuras

Figura 1.1 – Mapa de localização do epicentro do sismo de Codajás. Fonte: Assumpção et

al. (1983).................................................................................................................................3

Figura 1.2 – Fluxograma simplificado da metodologia proposta......................................... 5

Figura 2.1 – Mapa de localização do traçado do poliduto Urucu-Coari-

Manaus....................................................................................................................................8

Figura 2.2 - Imagem SPOT adquirida em junho de 2008, mostrando o Terminal de Coari

(TECO), na margem direita do Rio Solimões. Fonte: Google Earth

(2011)......................................................................................................................................9

Figura 2.3 – Mapa do trajeto da tubulação do poliduto Urucu – Coari – Manaus. Fonte:

Agência Petrobras de Notícias (2009)...................................................................................11

Figura 2.4 – Série histórica das cotas fluviométricas de Coari, destacando a cheia e a seca

máximas. Fonte: ANA (2015)...............................................................................................12

Figura 2.5 – Perspectiva aérea do terminal de Coari (TECO), situado na margem direita do

Rio Solimões. Fonte: PIATAM (2008).................................................................................12

Figura 2.6 – Perspectiva aérea da margem direita do Rio Solimões, obtida em agosto/2008

(vazante), a montante da confluência deste com o Lago Coari, em cujo interior ocorrem

florestas inundadas. Fonte: PIATAM (2008)........................................................................14

Figura 2.7 – Mapa de localização das bacias sedimentares do Solimões e Amazonas.

Fonte: Munis (2010)..............................................................................................................16

Figura 2.8 – Arcabouço estrutural da Bacia do Amazonas. (Neves, 1990).........................17

xiii

Figura 2.9 – Compartimentação estratigráfica da região que inclui o poliduto Urucu-

Coari- Manaus. Fonte: CPRM (2010)...................................................................................20

Figura 2.10 - Mapa Neotectônico do Brasil. Fonte: CENPES e CPRM (2014)..................26

Figura 2.11 – Informações do Mapa Neotectônico do Brasil sobrepostas ao arcabouço

estratigráfico da região que abrange o poliduto Urucu-Coari-Manaus.................................30

Figura 2.12 – Hidrografia, topografia e principais estruturas magnéticas reativadas

neotectonicamente na Amazônia Central. (MUNIS, 2009)..................................................33

Figura 2.13 - Mapa de epicentros da Amazônia. Fonte: BERROCAL et al. (1984)...........35

Figura 2.14 - Epicentro do sismo na cidade de Codajás e sua área de influência de acordo

com a escala de Mercalli. Fonte: Assumpção et al. (1985).................................................36

Figura 2.15 – Mapa de unidades de relevo da região que abrange o poliduto Urucu-Coari-

Manaus..................................................................................................................................42

Figura 2.16 – Mapa de tipos de solo da região que abrange o poliduto Urucu-Coari-

Manaus..................................................................................................................................54

Figura 2.17 - Perfil típico de Latossolo Amarelo (Manaus, AM). Fonte: Projeto

Geodiversidade da Amazônia (CPRM, 2010).......................................................................45

Figura 2.18 - Perfil típico de Argissolo (Rio Preto da Eva, AM). Fonte: Projeto

Geodiversidade da Amazonia (CPRM, 2010).......................................................................48

Figura 2.19 - Perfil típico de Espodossolo (Rio Preto da Eva, AM). Fonte: Projeto


xiv

Figura 2.20 - Perfil típico de Gleissolo (Parintins, AM). Fonte: Projeto Geodiversidade da

Amazônia (CPRM, 2010)......................................................................................................52

Figura 2.21 - Perfil típico de Plintossolo (Humaitá, AM). Fonte: Projeto Geodiversidade da

Amazônia (CPRM, 2010)......................................................................................................53

Figura 2.22 - Perfil típico de Neossolo Flúvico (Iranduba, AM). Fonte: Projeto


Figura 3.1 – Diagrama de uma falha sismicamente ativa durante e após um terremoto.

Modificado de Vallejo e Ferrer (2011).................................................................................61

Figura 3.2 - Exemplo de influência das condições locais do terreno na resposta sísmica

(modificado de Vallejo e Ferrer, 2011)................................................................................63

Figura 3.3 – Representação esquemática das condições petrofísicas necessárias ao processo

de liquefação dos solos. Modificado de Seed (1987)............................................................69

Figura 3.4 – Rotação local do campo de tensões. Fonte: Talwani (2017)...........................70

Figura 3.5 – Série de terremotos intraplaca (IPEs) com magnitude (M) maior que 7,0

ocorridos entre 1966 e 1976 na North China Rift Basin. Fonte: Talwani

(2017)....................................................................................................................................72

Figura 3.6 – Zona sísmica de New Madrid situada em uma região de “stepover” entre as

falhas Blytheville e New Madrid (com direção NE). Modificado de Talwani

(2017)....................................................................................................................................73

Figura 3.7 – Sismicidade e dados de estresse na região amazônica. Modificado de

Assumpção (1992)................................................................................................................76

Figura 3.8 - Bloco diagrama ilustrando a configuração inferida da seção crustal em torno

dos três terremotos intraplaca principais da Amazonia. Fonte: Veloso (2014)....................78

xv

Figura 3.9 – O Lineamento Pirapemas no contexto tectônico da parte emersa da Bacia de

Barreirinhas. Fonte: Almeida Filho et al. (2009)..................................................................81

Figura 3.10 – Modelo digital de elevação (MDE) da SRTM na área do lineamento

Pirapemas. Fonte: Almeida Filho et al. (2009)....................................................................82

Figura 3.11 – Configuração da rede de drenagem na área estudada por Almeida Filho et al.

(2009), na qual ocorrem dois setores com distintos padrões separados pelo Lineamento

Pirapemas..............................................................................................................................83

Figura 4.1 – Fluxograma detalhado da metodologia proposta.............................................88

Figura 4.2 – Localização do poliduto Urucu-Coari-Manaus no mapa de Zonas Sísmicas do

Brasil. Modificado de Nobrega e Nobrega (2016)................................................................98

Figura 5.1 - Mapa de risco para perfil de solo (FSPT).....................................................101

Figura 5.2 - Mapa de risco para potencial de liquefação do solo (FPSL).........................103

Figura 5.3 - Mapa de risco para deslocamento permanente do solo (FPDS)....................105

Figura 5.4 - Mapa de risco sísmico (SHF)........................................................................107

Figura 5.5 - Mosaico SRTM da área de estudo.................................................................112

Figura 5.6 - Mapa de curvas de nível da área de estudo....................................................113

Figura 5.7 - Mapa hipsométrico da área de estudo..........................................................113

Figura 5.8 - Mapa de declividade da área de estudo.........................................................114

xvi

Figura 5.9 - Mapa da rede de drenagem da área de estudo...............................................117

Figura 5.10 - Mapa integrado de feições estruturais.........................................................119

Figura 5.11 – Mapa dos limites das bacias hidrográficas..................................................120

Figura 5.12 - Mapa de hipsometria e linhas de charneira das bacias do Solimões e

Amazonas, incluindo a terminação leste do Megacisalhamento do

Solimões..............................................................................................................................123

Figura 5.13 – Vista aérea com visada para sul da margem esquerda do Rio Solimões na

área de Coari, na qual as escarpas e os barrancos podem ser observados, no contexto da

captura fluvial. Fonte: (PIATAM, 2008)............................................................................124

Figura 5.13a – Escarpa na margem esquerda do Rio Solimões em detalhe da Figura 5.13.

Notar a embarcação como escala........................................................................................124

Figura 5.14 - Mapa de lineamentos magnéticos e linhas de charneira sobrepostos ao mapa

de declividade......................................................................................................................126

Figura 5.15 - Falhas do Mapa Neotectônico do Brasil e do Projeto Geodiversidade

subrepostas ao mapa de declividade...................................................................................128

Figura 5.16 - Mapa de falhas geológicas, linhas de charneiras e Local Stress Concentrators

(LSCs).................................................................................................................................130

Figura 5.17 - Mapa de declividade e Local Stress Concentrators (LSCs).......................131

Figura 5.18 - Mapa de risco sísmico e Local Stress Concentrators.................................134

xvii

Listas de Tabelas

Tabela 2.1 - Gasodutos da Malha Norte do Brasil...............................................................11

Tabela 2.2 - Descrição de um perfil de Latossolo Amarelo Distrófico. Fonte: Projeto


Tabela 2.3 - Descrição de um perfil de Argissolo Amarelo Distrófico. Fonte: Projeto


Tabela 2.4 - Descrição de um perfil de Espodossolo Hidromórfico. Fonte: Projeto


Tabela 2.5 - Descrição de um perfil de Gleissolo Háplico Eutrófico. Fonte: Projeto


Tabela 2.6 - Descrição de um perfil de Plintossolo Pétrico Concrecionário. Fonte: Projeto


Tabela 2.7 - Descrição de um perfil de Solo Neossolo Flúvico Eutrófico. Fonte: Projeto


Tabela 4.1- Bases de Dados Utilizadas na Elaboração do Trabalho....................................90

Tabela 4.2 - Fator de risco pelo tipo de perfil de solo (FSPT).............................................91

Tabela 4.3 - Fator de risco para o potencial de liquefação do solo (FPSL)........................92

Tabela 4.4 - Fator de risco para o deslocamento permanente do solo (FPDS)...................93

xviii

Tabela 4.5 – Índices básicos de dano e sua relação com o fator de risco sísmico (SHF) e os

graus de intensidade Mercalli................................................................................................94

Tabela 4.6 - Fator de correção por material do índice básico de dano................................94

Tabela 4.7 – Zonas sísmicas e variáveis associadas.............................................................96

Tabela 5.1 - Fator de risco por perfil de solos (FSPT).......................................................100

Tabela 5.2 - Fator de risco por potencial de liquefação dos solos (FPSL).........................102

Tabela 5.3 - Fator de risco por deslocamento permanente do solo (FPDS).......................104

Tabela 5.4 – Consolidação dos resultados da classificação segundo os fatores de risco

sísmico propostos pela PAHO (1998).................................................................................106

Tabela 5.5 – Principais características do MDE da SRTM utilizado na pesquisa.............109

xix

Lista de Abreviações

CENPES - Centro de Pesquisas e Desenvolvimento Leopoldo Américo Miguez de

Mello

COPPE - Instituto Alberto Luiz Coimbra de Pós-Graduação e Pesquisa de

Engenharia

CPRM – Serviço Geológico do Brasil

EMBRAPA – Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária

ESRI - Environmental Systems Research Institute

FSPT - Fator de Risco pelo Tipo de Perfil de Solo

FPSL - Fator de Risco para o Potencial de Liquefação do Solo

FPDS - Fator de Risco para o Deslocamento Permanente do Solo

IBGE - Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística

IBAMA – Instituto Brasileiro de Meio Ambiente e dos Recursos Renováveis

LAMCE – Laboratório de Métodos Computacionais em Engenharia

LabSAR – Laboratório de Sensoriamento Remoto por Radar Aplicado à Indústria do

Petróleo da COPPE/UFRJ

LSCs - Local Stress Concentrators

NASA - National Aeronautics and Space Administration

PAHO - Pan American Health Organization

PIATAM MAR - Potenciais Impactos Ambientais do Transporte de Petróleo e

Derivados na Zona Costeira Amazônica

PIATAM – Inteligência Socioambiental Estratégica da Indústria do Petróleo na

Amazônia

PETROBRAS - Petróleo Brasileiro S.A.

SHF - Fator de Risco Sísmico

SWBD - SRTM Water Body Data

SRTM - Shuttle Radar Topographic Mission

TRANSPETRO - Petrobras Transporte S.A.

USGS - United States Geological Surrey

1

CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO

1.1 – Motivação Científica para a Realização do Trabalho

A área de abrangência do poliduto Urucu-Coari-Manaus, localizado no Estado

do Amazonas, tem início na província petrolífera de Urucu, a oeste da cidade de Coari

(AM), e termina em Manaus, onde existe uma refinaria (REMAN). Esse duto transporta

óleo e gás para um terminal nas vizinhanças de Coari, na margem direita do Rio

Solimões, e integra a malha dutoviária do Norte do Brasil, em plena floresta amazônica

(TRANSPETRO, 2008). A partir do terminal aquaviário de Coari (TECO), o gás natural

é levado para Manaus através do gasoduto Coari-Manaus, enquanto o óleo é

transportado por petroleiros até a REMAN através do Rio Solimões.

A região onde foi implantado o poliduto é ocupada pela floresta amazônica, a

qual pode ser considerada um imenso domínio de terras baixas, caracterizadas

geomorfologicamente por apresentar planícies fluviais limitadas pelas terras cisandinas

e pelas bordas dos planaltos Brasileiro e Guianense (AB’SABER, 2003). Em sua porção

centro-ocidental, a Amazônia apresenta regime hídrico com pluviosidade regular e

relativamente intensa, assim como períodos de secas e cheias bem definidas. Dessa

maneira, o aporte hídrico nessa depressão topográfica de escala continental tem uma

importante contribuição das chuvas (AB’SABER, 2003). A oscilação sazonal do nível

das águas pode chegar a mais de dez metros de altura. A variabilidade do regime hídrico

da Amazônia resulta em áreas de floresta de terra firme e várzea (ou alagáveis). Essas

diferentes coberturas vegetais se distinguem nos períodos de seca e de cheia dos rios da

região e podem ser determinadas pelo relevo. Assim, a topografia da Amazônia Central

é um dos fatores que contribuem para o condicionamento da distribuição das espécies

vegetais e da estrutura de suas comunidades em escala local e regional.

Quanto ao aspecto geológico, a região apresenta diferentes unidades

estratigráficas e possui um arcabouço estrutural complexo. São encontradas ali rochas

sedimentares do Cretáceo Superior correspondentes à Formação Alter do Chão, além

dos depósitos flúvio-lacustres do Mioceno-Pleistoceno, como a Formação Solimões, e

as planícies fluviais referentes ao Quaternário (CUNHA et al., 2007). É importante

ressaltar que esta região sofre influência da Neotectônica, que produz estruturas

2

relacionadas a alívios de tensão ao longo de descontinuidades intraplaca (BERROCAL

et al.,1984).

Com efeito, o poliduto Urucu-Coari-Manaus está assentado em uma região

sismicamente ativa, como atesta a ocorrência de terremotos, segundo Assumpção et

al.(1983), a norte de Manaus (1963; magnitude 5,1), Codajás (1983; magnitude 5,5) e

no Parque Nacional do Jaú (2005; magnitude 4,4). Na Figura 1.1, pode ser observado o

epicentro do terremoto ocorrido na cidade de Codajás, em 05/08/83, de magnitude 5,5.

Assim, verifica-se a necessidade do desenvolvimento de uma metodologia para o estudo

integrado da influência neotectônica na paisagem, de modo a proceder uma estimativa

do risco sísmico da citada infraestrutura dutoviária. Uma vez que esta região é

potencialmente susceptível a possíveis impactos associados à atividade sísmica, devem

ser elencados os fatores geológicos, pedológicos e geomorfológicos que controlam a

expressão no terreno da ação dos terremotos, assim como as feições tectônicas que

possivelmente acumulam estresse.

Para caracterizar a distribuição no espaço dos aspectos e impactos relacionados

às atividade sísmica, torna-se necessário manipular, em um Sistema de Informações

Geográficas, os diversos planos de informação relativos aos componentes da paisagem

(Geologia, Geomorfologia, Pedologia e Geotecnia), visando entender sua relevância no

estudo de áreas vulneráveis a deformações por terremotos.

3

4

1.2 – Objetivo Geral

A pesquisa tem como objetivo desenvolver uma metodologia utilizando

Sistemas de Informações Geográficas (SIG), informações temáticas disponíveis na

literatura e produtos da missão Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), como

subsídio à avaliação da vulnerabilidade a eventos sísmicos da área de influência do

poliduto Urucu-Coari-Manaus. Para alcançar este objetivo principal, pretende-se atingir

os objetivos específicos abaixo listados.

1.3 - Objetivos Específicos

Adaptar para as condições amazônicas a metodologia para o cálculo do risco

sísmico proposta pela Organização Pan- Americana da Saúde (PAHO, 1998);

Elaborar mapas de hipsometria, declividade, drenagem e falhas geológicas,

tendo como o auxílio do MDE da missão SRTM (Shuttle Radar Topography

Mission) e informações pedológicas, geomorfológicas, geológicas e geofísicas

disponíveis na literatura;

Identificar agrupamentos de estruturas geológicas que atuem como

concentradores locais de estresse no contexto de terremotos intraplaca;

5

1.4 – Fluxograma Geral da Metodologia Proposta

Para atingir os objetivos previamente propostos na presente tese, seguiu-se o

fluxograma de atividades mostrado na Figura 1.2.

Revisão bibliográfica

Seleção de dados e informações (MDE da

SRTM, bases de cartografia temática,

informações da literatura).

Utilização do SIG para espacializar os

diferentes aspectos anteriormente citados na

forma de mapas, através da integração de dados

e informações.

Cálculo do risco sísmico através de álgebra de

mapas e de relacionamentos espaciais.

Definição de parâmetros para expressar os

diferentes aspectos do risco sísmico no poliduto

Urucu-Coari-Manaus.

Confecção do produto final e conclusões.

Escolha da metodologia a ser adaptada

para a Amazônia.

Definição do Problema

6

1.5 - Estrutura do Trabalho

O desenvolvimento da tese é exibido conforme a estrutura a seguir, onde, no

capítulo 1 (Introdução), é reportado um panorama geral, que inclui a motivação

científica e a justificativa para a elaboração da pesquisa, assim como seus objetivos

geral e específicos, além da visão geral da metodologia proposta.

O capítulo 2 refere-se à área de estudo, onde são apresentadas sua delimitação e

caracterização, destacando a localização geográfica e sua fisiografia, visando

contextualizá-la no cenário geológico da Amazônia.

Ainda no capítulo 2, é enfocada especificamente a região do poliduto Urucu-

Coari-Manaus, descrevendo sua compartimentação geológica, destacando os principais

tipos de solos e as unidades de relevo, os aspectos ambientais e tectono-estruturais.

No capítulo 3, é realizada uma revisão teórica sobre os principais conceitos

ligados à natureza dos eventos sísmicos e sua possível influência na integridade da

infraestrutura dutoviária. Também são destacadas informações gerais sobre a

sísmicidade na Amazônia. Por fim, encontram-se tópicos relacionados à modelagem

ambiental em sistemas de informações geográficas e alguns conceitos e aplicações

associados à missão SRTM (Shuttle Radar Topography Mission).

O capítulo 4 descreve em detalhe os materiais utilizados e a metodologia

desenvolvida na pesquisa para a avaliação da vulnerabilidade a eventos sísmicos na

região em estudo.

No capítulo 5, são apresentados os produtos obtidos como resultado da pesquisa,

bem como a descrição de como foi utilizada a metodologia proposta para se chegar a

tais produtos.

Por sua vez, o capítulo 6 inclui as conclusões do trabalho e as discussões

referentes à possível aplicação futura desse tema de pesquisa, com a finalidade de

aprimorar a contribuição representada pela presente tese. Finalmente, são incluídas as

referências bibliográficas utilizadas como subsídio ao estudo, além de um mapa em

anexo, na escala 1: 750.000, no qual os resultados do trabalho estão cartografados.

7

2- ÁREA DE ESTUDO.

2.1 Localização e Caracterização da Área de Estudo

A área de estudo é densamente florestada e se localiza no Estado do Amazonas,

Amazônia Central, abrangendo os municípios de Coari, Codajás, Anori, Anamã,

Caapiranga, Manacapuru, Iranduba e Manaus, por onde passa o Poliduto Urucu-Coari-

Manaus, conforme o mapa de localização da Figura 2.1. Alguns dos ambientes por ele

abrangidos podem ser impactados em caso de derrames de óleo, tais como a confluência

de lagos e rios, além de distintos tipos de vegetação inundada.

Nas áreas florestadas predominantemente emersas, existem pequenos vales por

onde passam igarapés. A presença de desmatamento é principalmente verificada nas

vizinhanças dos perímetros urbanos de Manaus e Coari, na margem norte do Lago de

Coari, bem como nos municípios de Manacapuru e Iranduba (Brandão et al., 2011). As

áreas rebaixadas próximas aos corpos de água (lagos e rios) podem incluir florestas

inundadas e, algumas vezes, bancos de vegetação flutuante (macrófitas).

8

9

O município de Coari inclui o traçado do Garsol (Tabela 2.1), que transporta gás

natural, óleo e gás liquefeito de petróleo (GLP) desde Urucu até o TECO (Figuras 2.2 e

2.5). Desse ponto em diante, um poço horizontal abaixo do Rio Solimões conecta a

tubulação do Garsol com o gasoduto Gascom, o qual atende os municípios por onde

passa até chegar a Manaus (Figura 2.3). A partir de Urucu, os municípios a serem

contemplados pelo fornecimento de gás natural são Coari, Codajás, Anori, Anamã,

Caapiranga, Manacapuru, Iranduba e Manaus. O acesso a eles se faz por meio aéreo ou

hidroviário, pois existem na região grandes cursos de água que permitem esse tipo de

transporte (os rios Solimões, Urucu, Coari, Manacapuru e Purus, dentre outros). Assim,

o óleo e o GLP, oriundos da Província Petrolífera de Urucu, são transportados por um

petroleiro, através da rota fluvial do Solimões, desde o TECO (Figura 2.5) até uma

refinaria em Manaus (REMAN). A partir do TECO, o gás natural é levado até Manaus

e, futuramente, às outras sedes municipais pelo Garsol e seus ramais.

Figura 2.2 - Imagem SPOT adquirida em junho de 2008, mostrando o Terminal de Coari (TECO), na

margem direita do Rio Solimões. Fonte: Google Earth (2011).

O poliduto Urucu-Coari-Manaus, em cujo contexto se insere o TECO, integra a

Malha Dutoviária Norte do país. Sua construção permite suprir a demanda de gás

10

natural para a geração de energia elétrica na região de Manaus e seu entorno, além de

abrir perspectivas de agregação de valor para outros usos industriais e domésticos. Tal

empreendimento é fundamental para aprimorar a matriz energética do Estado do

Amazonas, através da substituição de óleo diesel e óleo combustível pelo gás natural

(www.petrobras.com.br; acesso em 2009). A Província Petrolífera de Urucu está

localizada às margens do rio homônimo, no município de Coari. O poliduto, constituído

por aço carbono, por onde escoa a produção de óleo, gás natural e gás liquefeito de

petróleo, é composto por três trechos (A1, B1 e B2). Na Figura 2.3 e na Tabela 2.1, são

apresentados os citados trechos e sua especificação de origem e destino.

No trajeto referente aos trechos A e B1, podem ser encontradas áreas de florestas

inundáveis. O nível da água entre as estações de seca e de cheia pode aí variar até 17 m

(Figura 2.4), o que resulta em alagamentos sazonais (MIRANDA et al., 2007). Uma

parte do trecho do Gascom que se estende de Coari a Anamã é considerada crítica, pois

o solo no local não apresenta sustentabilidade, ficando submerso no período da cheia e

enlameado durante a seca, enchente e vazante. Tal fato acarreta em grande dificuldade

de acesso ao poliduto, o que torna de suma importância o planejamento de ação de

proteção ambiental. Para isso, existem iniciativas que promovem estudos e projetos na

Amazônia, cujo objetivo é avaliar e monitorar os impactos decorrentes das ações da

indústria do petróleo em tal paisagem, os quais demandam o uso integrado de

geoprocessamento, sensoriamento remoto e visualização científica (e.g., SILVA, 2012).

11

Figura 2.3 – Mapa do trajeto da tubulação do poliduto Urucu – Coari – Manaus.

Fonte: Agência Petrobras de Notícias (2009).

Tabela 2.1: Gasodutos da Malha Norte do Brasil.

Gasodutos que Entraram em

Operação

Origem Destino Diâmetro

(polegadas)

Diâmetro

(milímetros) Extensão

(km)

Garsol (Urucu-Coari) Urucu Coari 18” 457 mm 279

Gascom (Coari-Manaus) Coari Manaus 20” 508 mm 382

Total 661

Fonte: PIATAM (2008).

12

Figura 2.4 – Série histórica das cotas fluviométricas de Coari, destacando a cheia e a seca máximas.

Fonte: ANA (2015). Segundo Silva (2012), a dinâmica sazonal dos rios da Amazônia é a seguinte: cheia

(maio a julho), vazante (agosto a setembro), seca (outubro a novembro/ dezembro) e enchente

(dezembro a abril).

Figura 2.5 – Perspectiva aérea do terminal de Coari (TECO), situado na margem direita do Rio Solimões.

Fonte: PIATAM (2008).

13

2.2 - Aspectos Fisiográficos

A Amazônia destaca-se como um gigantesco domínio de terras baixas

florestadas, que se encontram enclausuradas entre a barreira cisandina e as bordas do

Planalto Central e do Planalto das Guianas (AB’SABER, 2003). Seus limites são,

portanto, definidos a oeste pela Cordilheira dos Andes (com elevação de até 6000 m), a

norte pelo Planalto das Guianas (com picos montanhosos de até 3000 m), a sul pelo

Planalto Central (com altitude média de 1200 m) e a leste pelo Oceano Atlântico, para

onde escoa toda a água captada na Bacia Amazônica (FISCH et al., s.d.).

Essa região abrange terras nos dois lados da linha do Equador. Assim, em

virtude de sua posição geográfica, a entrada de energia solar e o abastecimento da massa

de ar úmido ocorrem de maneira quase permanente, o que resulta em um clima quente e

úmido, com temperaturas altas e chuvas rápidas concentradas (AB’SABER, 2003).

O clima da Amazônia Ocidental é influenciado pela massa equatorial continental

(mEc). Todavia, na Amazônia Oriental, o clima tem a interferência da massa equatorial

marítima (mEm) e da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). Também se verifica a

influência da massa polar atlântica (mPa) na porção interior da Amazônia, porém aí

predomina o clima equatorial com pluviosidade média anual de 2.500 mm e temperatura

média anual de 24 °C (FISCH et al., s.d.).

Em linhas gerais, a vegetação na Amazônia é composta pelas seguintes

unidades: (a) floresta ombrófila densa de terras baixas, que ocupa terrenos do

Quaternário, pouco acima do nível do mar; (b) floresta ombrófila densa aluvial, como a

formação ribeirinha desenvolvida ao longo dos cursos de água, que ocorre nos terraços

antigos das planícies quaternárias; (c) floresta ombrófila aberta, que apresenta quatro

faciações florísticas (palmeira, bambu, sororoca e cipó); (d) áreas de tensão ecológica

ou de vegetação de transição, que se situam entre duas ou mais regiões ecológicas ou

em zonas onde as unidades se interpenetram e constituem as transições florísticas (AB’

SABER, 2003). Na Figura 2.6, é apresentada uma perspectiva aérea, na época da

vazante, das proximidades da confluência entre o Rio Solimões e o Lago Coari, em cujo

interior ocorrem florestas inundadas.

14

Figura 2.6 – Perspectiva aérea da margem direita do Rio Solimões, obtida em agosto/2008 (vazante), a

montante da confluência deste com o Lago Coari, em cujo interior ocorrem florestas inundadas. Fonte:

PIATAM (2008).

15

2.3 - Geologia regional das bacias do Solimões e Amazonas

As bacias do Solimões e do Amazonas fazem parte da Província Estrutural do

Amazonas, de idade fanerozoica, dentro da Placa Sul-Americana, de acordo com os

conceitos emitidos por Almeida et al. (1981), seguindo a tendência de estudos

geológicos regionais em países de dimensões continentais como o Canadá e a Austrália

(Figura 2.7).

2.3.1 - Bacia Sedimentar do Solimões

Segundo o levantamento da Geodiversidade do Estado do Amazonas (CPRM,

2010), a Bacia do Solimões constitui uma pilha sedimentar intracratônica, em uma área

de aproximadamente 450.000 km2, quase toda contida na referida unidade da federação.

Encontra-se limitada a oeste pelo Arco de Iquitos, que a separa da Bacia do Acre, e a

leste pelo Arco de Purus, que a separa da Bacia do Amazonas. A norte e a sul é

bordejada, respectivamente, por rochas pré-cambrianas dos escudos das Guianas e

Brasil Central. Encontra-se compartimentada em duas sub-bacias (Jandiatuba e Juruá),

situadas, respectivamente, a oeste e a leste do Arco de Carauari. Na sub-bacia Juruá,

encontra-se a Província Petrolífera de Urucu. (Figura 2.7).

De acordo com Eiras (2005), o preenchimento da Bacia do Solimões por rochas

sedimentares fanerozoicas atinge 3.800 m e 3.100 m de espessura nas sub-bacias Juruá e

Jandiatuba, respectivamente. Tais depósitos podem ser divididos em duas

megassequências de primeira ordem: uma principal, paleozóica, secionada por diques e

soleiras de diabásio; outra mesozoico-cenozoica. A coluna paleozoica tem destaque por

conter rochas geradoras, reservatório e selante para hidrocarbonetos. Por sua vez, essas

litologias encontram-se sobrepostas por extensas sucessões cretáceas e quaternárias que

predominam em superfície. Dentre os pacotes aflorantes, destaca-se a sequência

Paleógena equivalente aos pelitos e arenitos flúviolacustres da Formação Solimões,

também depositados sob influência da Orogenia Andina. Essa unidade forma uma cunha

sedimentar desde o Arco Purus até as bacias subandinas, atingindo mais de 7.000 m de

espessura. Com efeito, a cunha argilosa associada à Formação Solimões mal ultrapassa

o Arco de Purus, estendendo-se pouco além de sua porção oriental, já na bacia do

Amazonas (CUNHA et al., 2007).

16

Figura 2.7 – Mapa de localização das bacias sedimentares do Solimões e Amazonas. Fonte:

Munis (2009). 1- Arco de Iquitos; 2- Arco de Carauari; 3- Arco de Purus; 4- Arco de Gurupá.

2.3.2 - Bacia Sedimentar do Amazonas

A Bacia do Amazonas constitui uma unidade sedimentar intracratônica limitada

a norte pelo Escudo das Guianas e a sul pelo Escudo Brasil Central (CPRM, 2010).

Ocupa uma superfície de aproximadamente 480. 000 km2, abarcando porções dos

estados do Pará, a leste, e do Amazonas, a oeste, além de uma reduzida área no estado

de Roraima. Seu limite oriental com a Fossa de Marajó é definido pelo Arco de Gurupá

(Figura 2.7). A oeste, o Arco de Purus a separa da Bacia do Solimões. As linhas

estruturais mestras da Bacia do Amazonas desenvolvem-se nas direções NW–SE, NE-

SW e E–W (Figura 2.8). Durante sua evolução, a geometria do arcabouço tectono-

estrutural foi controlada pelas rochas do embasamento, cuja reativação ocorreu durante

a movimentação do supercontinente Gondwana no Paleozoico. O arcabouço estrutural

resultante inclui sistemas de falhas normais e de transferência, assim como a geração de

arcos e discordâncias regionais. Os arcos promoveram a compartimentação da bacia,

1

2

3

4

17

que foi estabelecida em blocos estruturais distintos. Os efeitos posteriores da

fragmentação do Gondwana, com a abertura do Oceano Atlântico, também causaram

impacto no interior da bacia, com a ocorrência de magmatismo básico e de

sedimentação. Segundo Wanderley Filho (1991), a Bacia do Amazonas enfrenta ainda

movimentações transcorrentes dextrais no Neógeno.

Duas megassequências de primeira ordem são identificadas nos 5.000 metros da

pilha sedimentar da Bacia do Amazonas (CPRM, 2010). Tais depósitos são limitados

por discordâncias relacionadas a eventos orogênicos, a saber: a megassequência

paleozoica (que inclui diques e soleiras de diabásio) e a megassequência mesozoico-

cenozoica (CUNHA et al., 1994). Tais autores subdividiram a megassequência

paleozóica nas sequências ordoviciano-siluriana, devoniano-carbonífero inferior e do

carbonífero superior-permiana. Com respeito à megaseqûencia mesozoico-cenozoica,

foi reconhecida uma sequência cretáceo-paleógena (que inclui a Formação Solimões,

com ocorrência restrita a leste do Arco de Purus) e, subsidiariamente, uma sedimentação

pleistocênica no flanco leste do citado arco. Na região de Manaus, a megassequência

mesozoico- cenozoica é representada pelos depósitos da Formação Alter do Chão.

Figura 2.8 – Arcabouço estrutural da Bacia do Amazonas (NEVES, 1990).

18

2.4 – Compartimentação Estratigráfica

A região que circunda o poliduto Urucu-Coari-Manaus é constituída por rochas

sedimentares pertencentes às seguintes unidades estratigráficas: Formação Prosperança

(Neoproterozoico), Grupo Trombetas (Ordoviciano-Siluriano), Formação Alter do Chão

(Cretáceo), Formação Içá (Plioceno-Pleistoceno) e sedimentos fluviais do Quaternário

(Figura 2.9).

Formação Prosperança – As rochas da Formação Prosperança, de idade

neoproterozoica, são pobremente expostas, se comparadas com o registro fanerozoico

das bacias do Solimões e Amazonas. Consiste de conglomerados, arenitos arcosianos e

pelitos flúvio-lacustres que preenchem grábens no embasamento cristalino com

orientação NW-SE (BARBOSA, 2010). O Arco de Purus corresponde ao principal

desses grábens, cuja inversão ocorreu no Cambriano–Ordoviciano.

Grupo Trombetas – Tal unidade estratigráfica integra a sequência ordoviciano–

siluriana da Bacia do Amazonas, sendo constituída por arenitos finos a médios,

laminados, com matriz caulinítica, bem como por folhelhos e siltitos neríticos cinza-

esverdeados, laminados e micáceos, cuja espessura pode alcançar 350m. (CAPUTO et

al., 1971). Assenta-se em discordância sobre as unidades do embasamento. É truncada

no seu topo por uma discordância relacionada à Orogenia Caledoniana.

Formação Alter do Chão – Esta formação é constituída de arenitos quartzosos de

granulação grossa a média, localmente conglomeráticos, avermelhados a variegados,

caulíniticos, mal selecionados. Subordinadamente, ocorrem argilitos e siltitos

avermelhados (COSTA, 2002). Tal pacote está associado à sequência cretácea –

paleógena da Bacia do Amazonas e foi depositado em ambiente fluvial que corria de

leste para oeste desde o Arco de Gurupá até as bacias sub-andinas (MAPES, 2009).

19

Formação Içá - A Formação Içá sobrepõe discordantemente a Formação Solimões

(MAIA et al., 1977), exibe espessura de até 15 m e consiste em siltitos, arenitos finos a

médio e conglomerados intraformacionais (seixos de pelitos), brancos a rosados e raros

argilitos cinza com restos de vegetais. Exibe estratificação cruzada acanalada,

estratificação inclinada heterolítica, estratificação plano-paralela relacionadas a

depósitos fluviais meandrantes. A idade pliocena (~5-1,7 Ma) é inferida para a parte

inferior da Formação Içá, desprovida de material propício para a datação, enquanto a

parte superior da Formação Içá é pleistocena (~1,8 Ma).

Depósitos Fluviais do Quaternário – São formados por sedimentos argilosos e

arenosos, com estratificação plano-paralela e cruzada, depositados na planície de

inundação, diques marginais e em canais abandonados (Nascimento et al., 1976;

Latrubesse & Franzinelli, 2002; Silva et al., 2007).

20

21

2.5 – Evidências do Controle Tectônico da Paisagem na Área de Estudo

Evidências do controle tectônico da paisagem na área de estudo foram

verificadas na literatura a partir de investigações de campo, acompanhadas da análise

sistemática de cartas planialtimétricas e de diversos produtos de sensoriamento remoto.

Estudos anteriormente realizados apontam para a existência de falhas individuais

e de zonas de falha controlando trechos do Rio Solimões (e.g., Bezerra et al., 1999;

Silva et al., 2002; Silva et al., 2003; Rosseti et al., 2005; Silva et al., 2007). Estes

autores consideram os evidentes processos tectônicos que condicionaram a

sedimentação fluvial recente como responsáveis pela formação de bacias quaternárias

com influência direta na dinâmica de vários cursos d`água.

Imagens Landsat 7 ETM+, ASTER e orbitais de radar, além de modelos digitais

de elevação da SRTM, foram utilizados por Ribeiro et al. (2009) para fins de análise

geomorfológica, o que permitiu a observação da dinâmica fluvial do Rio Solimões na

área em estudo. A atuação da falha transcorrente de Urucu-Coari, com direção ENE-

WSW, resultou no controle tectônico de parte deste rio e no processo de avulsão. A

reconstituição paleogeográfica indica que o antigo curso do Rio Solimões se

desenvolvia na direção do Lago Acará e do Rio Badajós (Figura 2.9).

As falhas NE-SW, observadas limitando o Rio Purus, segundo Ribeiro et al.

(2009), funcionam como falhas normais ou oblíquas, as quais geraram uma bacia

quaternária estreita e alongada na direção NE-SW. Ademais, o desnivelamento de

blocos pela ação dessas falhas normais resultou em fortes anomalias na rede de

drenagem, como, por exemplo, as rias fluviais do Lago Aiapuá e a anomalia do canal do

Rio Purus, com formas retilíneas ao longo do seu curso. (Figura 2.9)

2.6 - Neotectônica na Amazônia: breve revisão

Segundo Silva (2005), um dos primeiros autores a se referir à Neotectônica na

Amazônia foi Sternberg (1950), no trabalho intitulado “Vales Tectônicos na Planície

Amazônica”. Tal autor afirmou que lineamentos estruturais NE-SW e NW-SE

controlam o sistema hidrográfico (rios e lagos) dessa região. As evidências apresentadas

foram as seguintes: padrões retilíneos de rios como, por exemplo, o Urubu e o Preto da

Eva; inflexões em ângulo reto ou em cotovelo; formação de feixes paralelos desses

22

segmentos. Foi ainda apontado como causa desse fenômeno o desequilíbrio isostático

promovido pela sedimentação e subsidência na foz do Rio Amazonas.

O controle estrutural na rede de drenagem e no relevo também foi abordado no

projeto Radambrasil, corroborando as ideias de Sternberg (1950) e Tricart (1977). Com

efeito, Nascimento et al. (1976) comentaram acerca da orientação estrutural NW-SE dos

rios da margem esquerda do Amazonas (Preto da Eva, Urubu, Anebá, Uatumã, Jatapu,

Nhamundá e Trombetas) e NE-SW da margem direita (Paraconi, Maués–Açu e

Mumuru). Esses autores apresentaram exemplos notáveis do controle estrutural na foz

desses rios, destacando os rios Urubu, Caru, Anebá e Uatumã, cuja conexão com o Rio

Amazonas é realizada por meio de “furos”. A causa dessa estruturação na drenagem e

da “foz afogada” (rias fluviais) dos rios na Amazônia, assim como referido por

Sternberg (1950), foi atribuída por tais autores ao ajuste tectônico e à reativação no

Quaternário de zonas de fraqueza do embasamento.

Assim como ao elemento morfológico “furo” foi atribuído um caráter estrutural,

o mesmo conceito foi adotado para os lagos. A estes foi dada a designação de lagos

adaptados à tectônica, quando em associação com lineamentos. Sua origem foi

relacionada à subsidência controlada em zonas estruturais Nascimento et al., (1976).

Costa et al., (1978) descreveram várias evidências neotectônicas na paisagem da

região ocidental de Manaus. Dentre as feições indicativas, destacam-se: a formação de

lagos, formas de escarpas, assimetria de tributários, capturas de drenagem, barramento

de drenagem, rios com foz afogada, processos de avulsão por basculamento, formação

de terraços assimétricos, encurvamentos anômalos e subsidência localizada.

O Rio Negro, por exemplo, está encaixado em um lineamento NW-SE, que tem

reflexo em seu curso e na forma das suas margens escarpadas, como no trecho do

Arquipélago de Anavilhanas, a noroeste da cidade de Manaus (Forsberg et al., 2000).

Mais a montante, na região de Barcelos, a ampla faixa de aluviões indica migração do

rio para sudoeste, o que é indicativo da ação de movimentos de basculamento

responsáveis pelo deslocamento do curso d`água e pelo aprofundamento de seu talvegue

(Costa et al., 1978). Vários outros trechos retilíneos dos rios nessa região foram

associados a alinhamentos estruturais, destacando-se as direções NE-SW e NW-SE, e,

menos abundantemente, nas vertentes N-S e E-W (Silva et al., 2007). Outros

pesquisadores também verificaram que o condicionamento do Rio Negro a direções

preferenciais e ao fenômeno de basculamento indicam sua reativação tectônica no

23

Holoceno (e.g., Almeida-Filho e Miranda, 2007; Almeida Filho et al., 2005; Franzinelli

e Igreja, 2002).

A partir do estudo da sedimentação na planície aluvial do Rio Amazonas,

Iriondo (1982) descreveu indícios geomorfológicos da manifestação tectônica na região.

Tais evidências são explicitadas pelo estreitamento de planícies, trechos retilíneos ou

poucos divagantes de canais e mudanças angulares de direção dos rios, assim como pela

ausência de lagos e de bancos com fraca curvatura. A reorganização da paisagem

também se constata pela presença de vales fluviais abandonados (Val et al., 2014). Um

exemplo desse fenômeno acontece a noroeste da cidade de Manaus, através da captura

pela falha de Baependi do Rio Cueiras, que assim passou a fluir para o Rio Negro.

Muitas pesquisas avançaram somente na análise descritiva de feições na

paisagem, com base principalmente na análise da rede de drenagem. Poucas são as

evidências de campo, o que acontece pela ausência de afloramentos e pela topografia

rebaixada, comumente observadas na região amazônica. No entanto, estudos

neotectônicos se beneficiaram indiretamente com a exploração de petróleo nas bacias do

Solimões, Amazonas e Marajó, onde foi possível avançar na comparação de

morfoestruturas na superfície com dados sísmicos e de métodos potenciais (Miranda e

Boa hora, 1986; Almeida-Filho et al., 2010; Ibanez et al., 2016).

Saadi et al. (2002) realizaram uma compilação de feições estruturais do

Quaternário do Brasil, como parte do mapeamento de falhas ativas proposto pelo

Serviço Geológico Americano (USGS). O mapa apresentado mostra a localização, idade

e taxa de atividade das principais feições (lineamentos, falhas e dobras), bem como a

atividade sísmica a elas associada. De acordo com o documento elaborado pelos citados

autores, o campo de tensão horizontal máxima (SHmax) tem direção NW-SE na Bacia

do Amazonas. Esses resultados são concordantes com os dados de breakouts em poços

compilados por Miranda et al. (1994), que apontaram compressão proveniente de

noroeste para tal região. O Projeto Major Active Faults of the World (Task Group II-2,

International Lithosphere Program) cadastrou 48 falhas, zonas de falhas e

descontinuidades crustais quaternárias com extensões de dezenas a centenas de

quilômetros dispersas pelo Brasil (Saadi et al., 2002). Essas feições correspondem a

lineamentos e feixes de lineamentos, requerendo ainda verificação posterior para a

qualificação estrutural como extensas falhas.

De acordo com Saadi et al. (2002), a Falha do Rio Madeira, com extensão de

855 km, é interpretada possivelmente como transcorrente destral, controlando

24

fortemente o vale do Rio Madeira e o trecho do Rio Amazonas entre as cidades de

Itacoatiara e Itapiranga. A idade estimada para essa zona de falha é de 1,6 milhão de

anos (Ma). A Falha do Rio Negro, segundo esse trabalho, estende-se por cerca de 267

km desde a região do embasamento cristalino e controla o vale do baixo curso de tal rio,

atuando como uma falha normal com mergulho para SW. A taxa de movimentação

dessa zona de falha foi estimada em 1 mm /ano, com idade de 1,6 Ma. Segundo os

autores, as características geomorfológicas, dissecação fluvial e morfologia da região de

Manaus sugerem que tal estrutura tem continuado ativa no Holoceno, inclusive com

atividade sísmica, conforme comentam Saadi et al. (2002) e Assumpção e Soares

(1988).

De acordo com o mapa de estruturas quaternárias de Saadi et al. (2002), várias

outras zonas de falha ocorrem na Amazônia, como, por exemplo, as zonas de falhas

normais de Barcelos, do Baixo Trombetas e de Tapajós, as zonas de falhas inversas

(com possível componente transcorrente) do Baixo Juruá, Codajás, do Rio Jutai, do

Baixo Coari e do Baixo Purus, além da falha transcorrente destral de Monte Alegre.

Essa tectônica quaternária é responsável pela ocorrência de alguns sismos na região, que

têm sido registrados, desde longa data, por relatos históricos de padres, missionários e

da população, como também por meio de instrumentos. Tais observações caracterizam a

Amazônia com uma zona sismotectônica em ambiente intraplaca. Esse fato levou Mioto

(1993) a definir a Zona Sismogênica de Manaus. Hasui et al. (1993) consideram as

zonas sismogênicas como sítios de fraqueza crustal, que influíram nos processos de

reativação de estruturas pretéritas e ainda hoje são palco de manifestações da tectônica

ressurgente (Hasui, 1990).

25

2.7 - Mapa Neotectônico do Brasil

O Mapa Neotectônico do Brasil, na escala 1: 5.000.000, exibe dados estruturais,

morfoestruturais, de sismicidade natural e de tensões do território brasileiro, com o

objetivo de mostrar o atual estágio de conhecimento do seu quadro tectônico desde o

tempo presente ao Mioceno Inicial, podendo abranger o Oligoceno Final na Região

Norte (Figura 2.10). Manifestações tectônicas relacionadas a movimentos horizontais/

verticais, epirogenéticos e soerguimentos/subsidências não foram contempladas, por

ainda requererem informações adicionais. A atividade vulcânica restringe-se às ilhas

oceânicas e também não está representada no restante do território nacional.

Esse produto é o resultado do “Projeto Mapa Neotectônico do Brasil:

caracterização da deformação neotectônica do território brasileiro”, elaborado na Rede

Temática de Estudos Geotectônicos do Centro de Pesquisas e Desenvolvimento

Leopoldo Américo Miguez de Mello (CENPES) da Petróleo Brasileiro S.A.

(PETROBRAS), em realização no âmbito de um Termo de Cooperação PETROBRAS-

UNESP (CENPES e CPRM, 2014).

As falhas e lineamentos foram, na sua quase totalidade, compilados de artigos

publicados, teses e dissertações, relatório inéditos e mapas produzidos pela CPRM-

Serviço Geológico do Brasil. Esse material diz respeito a estudos de detalhe e regionais

de numerosas áreas reconhecidas como neotectônicas, acrescidos daqueles obtidos em

levantamentos de campo realizados especificamente neste projeto, além de análises de

mapas hipsométricos, aerofotos, imagens de satélites e modelos digitais de elevação

(MDEs).

2.7.1- Base cartográfica do Mapa Neotectônico do Brasil

A base cartográfica do Mapa Neotectônico (Figura 2.10) foi obtida por

suavização do Modelo Digital de Elevação da América do Sul. Estão ilustradas também

as curvas batimétricas, representando o fundo do oceano próximo ao continente.

26

27

2.7.2 - Depósitos sedimentares

As informações litoestratigráficas referentes às unidades do Neogeno e

Quaternário foram extraídas do Mapa Geológico do Brasil, em escala 1: 2.500.000,

editado pela CPRM - Serviço Geológico do Brasil. (http://neotec.rc.unesp.br/neotec/)

2.7.3 - Falhas e dobras

Estão representadas falhas normais, falhas reversas e falhas transcorrentes,

destrais e sinistrais, utilizando cores de padrão internacional. Para algumas feições, não

há o reconhecimento de sua movimentação, sendo identificadas como falhas de

movimento indeterminado. Todas as informações que caracterizam as falhas estão

registradas no banco de dados do projeto.

As falhas individualizadas são aquelas observadas no terreno. Como usualmente

constituem feições de porte reduzido, reconhecidas apenas em áreas restritas e com

continuidade de difícil rastreamento no campo, seus prolongamentos foram traçados

tendo como referência os lineamentos aos quais parecem estar associadas.

A quantificação da extensão e rejeito, em geral, não se encontra definida, bem

como a idade de movimentação e de reativações. Assim, não se pode caracterizar tais

estruturas como “ativas” (com movimentação uma ou mais vezes nos últimos 10.000

anos, ou com evidências de atividade sísmica nesse tempo e potencial para se deslocar

novamente no futuro) ou “capazes” (com movimentação ao menos uma vez nos últimos

35.000 anos ou desdobramentos recorrentes nos últimos 500.000 anos). O mesmo vale

para a datação como quaternária (reconhecida em superfície e com evidências de ter se

movimentado no Quaternário; 1,6-0 Ma). Dobras são raras, limitadas a pequenas áreas,

cuja representação em mapa se dá pelo traço axial, indicando a direção dos eixos

(CENPES e CPRM, 2014).

28

2.7.4 - Lineamentos

Os lineamentos cartografados correspondem a feições retilíneas (ou

aproximadamente curvilineares), que têm expressão topográfica ou tonal, podendo

corresponder em subsuperfície a zonas de fraqueza estrutural (O´Leary et al., 1976;

Sabins Jr, 1978). Essas zonas podem estar associadas a falhas (ou a sistemas de falhas)

verticais ou com altos mergulhos.

Os lineamentos extraídos correspondem a elementos geomorfológicos

indicativos de movimentação neotectônica (morfotectônica) e são numerosos os

aspectos analisados do relevo (escarpas de falhas, facetas trapezoidais e triangulares,

cristas, superfícies de aplainamento, etc.). A rede de drenagem forneceu evidências para

representar a maior parte das feições neogênico-quaternárias no Brasil (padrões de

distribuição e suas variações, assimetrias de vales, terraços assimétricos, inflexões de

rios e capturas, vales suspensos, paleoterraços, meandros, lagos, perfis de vales, etc.)

(CENPES e CPRM, 2014).

2.7.5 - Epicentros

A natureza e distribuição dos dados de sismicidade natural refletem a ocorrência

de atividade tectônica no tempo presente. Indicações de paleossismos têm sido

registradas em algumas áreas do Brasil, mas não estão incluídas no mapa em epígrafe.

Os dados utilizados são do Catálogo Sísmico Brasileiro produzido pelo Centro

de Sismologia do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas (IAG) e

pelo Instituto de Energia e Ambiente (IEE) da Universidade de São Paulo (USP).

Os sismos estão representados por seus epicentros, discriminados pelas faixas de

magnitude 2-3, 3-4, 4-5 e 5-6,2, no interior da placa sulamericana, como círculos de

raios crescentes. A magnitude 6,2 corresponde ao maior sismo ocorrido no Brasil, na

Serra do Tombador (MT), em 31/1/1955. Outros abalos de magnitude comparável, mas

de origem profunda e relacionados com a Placa de Nazca, são indicados no Estado do

Acre, incluído na Província Subandina.

Concentrações de epicentros são constatadas em algumas regiões, possivelmente

relacionadas com zonas de fraqueza crustal em atividade ressurgente. Em muitas partes

do mundo, inclusive no Brasil, observam-se epicentros isolados ou formando

agrupamentos distribuídos junto a ou ao longo de falhas, zonas de cisalhamento ou

29

lineamentos. No entanto, essa coincidência não pode ser inequivocamente considerada

como relação de causa e efeito (CENPES e CPRM, 2014).

Dados de orientação dos eixos de tensão horizontal máxima (SHmax) foram

obtidos por análise de sismos, ovalização de poços de petróleo (breakouts) e por

fraturamento hidráulico. A análise de falhas neotectônicas também permite deduzir

orientações de eixos de tensão, mas não foi considerada nesta versão do mapa. Os dados

de SHmax estão representados com os símbolos mostrados na legenda do mapa, que

consistem em um traço indicativo de sua direção em um círculo inscrito (sismos) ou

cortado (ovalização de poço), assim como por (fraturamento hidráulico).

2.7.6 - Recorte do Mapa Neotectônico do Brasil na Área de Estudo

Estão expostas na Figura 2.11 as informações do Mapa Neotectônico do Brasil

sobrepostas ao arcabouço tectono-estratigráfico da região que abrange o poliduto

Urucu-Coari-Manaus. Nessa figura, destaca-se o controle do baixo curso do Rio Negro

por feições lineares com orientação NW-SE, conforme anteriormente mencionado por

diversos autores. O terremoto ao norte de Manaus foi registrado nas proximidades da

interseção da estrutura NW-SE que delimita a margem esquerda do Rio Negro com

outra feição de direção E-W.

Vale também ressaltar o condicionamento do curso do Rio Solimões e de sua

planície aluvial, na área a montante de Coari, por feições orientadas para NW-SE. Por

sua vez, verifica-se ainda o controle das planícies aluviais dos rios Coari e Purus por

feições orientadas para NE-SW.

Tais resultados indicam que a região investigada na presente tese é de fato

afetada por atividades neotectônicas, que influenciam em grande parte o modelado do

relevo e a distribuição em superfície da rede de drenagem.

30

31

2.8 - Evidências de neotectonismo através da interpretação integrada da rede de

drenagem com dados aeromagnéticos

Como resultado da interpretação de dados aeromagnéticos em sua tese, Munis

(2009) observou uma sugestiva associação espacial entre grandes lineamentos

magnéticos e as formas de relevo atuais.

De fato, durante a pesquisa, tal autor comparou o mapa de razão das primeiras

derivadas do campo magnético (tilt derivative), que realça bem esses lineamentos, com

o modelo digital de elevação (MDE) obtido com dados planialtimétricos de domínio

públicos da SRTM (Shuttle Radar Topographic Mission). Verificou-se que, em escala

regional, o leito principal do Solimões-Amazonas e de seus principais afluentes, assim

como extensas superfícies de aplainamento, são controlados por falhas preexistentes,

hoje em processo de reativação como resultado de esforços intraplaca. Este autor

ressalta que Miranda (1984) já aventava a hipótese de controle de anomalias

morfoestruturais de drenagem por irregularidades no substrato cristalino na Bacia do

Solimões, em áreas que o embasamento apresentava profundidade menor que 1600m.

Tal fato foi constatado a partir da análise conjunta de mosaicos do Projeto

RADAMBRASIL com dados sísmicos e magnéticos (Projeto Carauari).

Segundo Munis (2009), o Rio Solimões atravessa toda parte norte da área por ele

estudada. Assim, para melhor descrição do seu comportamento frente aos grandes

lineamentos magnéticos, foram definidos sete pontos (de A até G) ao longo do seu curso

(Figura 2.12). Ressalta-se que, em todo esse trecho, o rio corre sobre depósitos não

consolidados da Formação Solimões, sobrepostos àqueles da Formação Alter do Chão,

perfazendo tal pacote algumas dezenas de metros de espessura.

O trecho A-B, com direção NE, está fora da área dos quatro projetos

aerogeofísicos estudados por Munis (2009), mas seu paralelismo com a principal linha

de charneira da borda NW da Bacia do Solimões é forte indicativo de controle

tectônico. No ponto B, o rio encontra o que Munis (2009) denominou de Lineamento

Tefé, mudando então o seu curso para SE e se encaixando nessa feição linear por 250

km. Numa escala continental, o Solimões flui em meandros devido a seu baixíssimo

gradiente (2 cm por km de Benjamim Constant ao Atlântico). Entretanto, no trecho B-C,

seu curso é retilíneo. O Lineamento Tefé controlou também a sedimentação paleozoica

da Bacia do Solimões, pois coincide com a linha de charneira principal de sua borda

NE, que, inclusive, secciona o Gráben invertido do Purus, preenchido por sedimentos

neoproterozoicos. Vários outros lineamentos paralelos ao Tefé estão assinalados na

32

porção sudoeste da Figura 2.12, controlando a incisão de vales fluviais nas diferentes

superfícies de aplainamento regional.

Um pouco a jusante do ponto C, o rio atinge uma zona de dobramentos e

falhamentos escalonados ativa no Cretáceo e denominada por Munis (2009) como

Megacisalhamento do Solimões, cuja orientação é paralela ao Lago de Coari, onde

deságuam os rios Urucu e Coari. O trecho C-D tem direção W-E, mas o Solimões, a

partir do ponto C, se desenvolve para NE, paralelamente à citada zona de

megacisalhamento, até o cruzamento com o Arco de Purus, Nesse ponto, tal feição

regional lhe imprime resistência, obrigando-o a seguir para SE. Este percurso é

pequeno, pois o lineamento Baixo Purus (NE-SW) o faz voltar a correr para NE, já no

trecho assinalado como D-E.

Na região do ponto E, o Solimões, que vinha correndo no rumo NE, controlado

pelo lineamento Baixo Purus, encontra o Rio Negro, controlado, no seu baixo curso,

pelo lineamento Anavilhanas de orientação NW-SE. A resultante destas forças impõe

um fluxo para leste, até o ponto F, onde o Rio Madeira lhe confere outro

direcionamento, agora para NE. Segundo Munis (2009), o lineamento do Rio Madeira,

com direção NE-SW, tem provavelmente sua gênese relacionada à colisão entre as

placas de Nazca e da América do Sul. Por outro lado, a drenagem do baixo curso do Rio

Negro deve estar subordinada às interações entre a placa Sul-Americana e a do Caribe,

que provocaram levantamentos no escudo das Guianas.

O Arco de Purus se comporta, ainda de acordo com Munis (2009), como um

divisor entre as forças neotectônicas atuantes no vale amazônico. A oeste do mesmo,

elas são principalmente comandadas pelo encontro entre as placas de Nazca e Sul-

Americana. A leste, por sua vez, esta placa interage com a do Caribe, que exerce forte

influência.

33

Figura 2.12 – Hidrografia, topografia e principais estruturas magnéticas reativadas neotectonicamente na Amazônia Central (MUNIS, 2009).

Altimetria SRTM (m)

34

2.9 - Atividade sísmica na Amazônia Legal e o sismo de Codajás

Segundo Assumpção et al. (1985), o nível de atividades sísmicas da Amazônia

ainda é pouco conhecido devido à sua baixa densidade demográfica, que não permite

um levantamento confiável dos registros históricos sentidos na região. Ademais,

inexistiam, até há poucos anos, estações sismográficas na Amazônia. Os sismos com

epicentros na Amazônia, de acordo com o catálogo de Berrocal et al. (1984), estão

ilustrados na Figura 2.13. Apesar dos poucos dados disponíveis, existe aparentemente

uma concentração maior de epicentros na porção média do escudo das Guianas.

Assumpção et al. (1985) sugeriram que a bacia sedimentar do Amazonas, à

semelhança das sinéclises intracratônicas do Paraná e do Parnaíba, teria uma atividade

sísmica bem menor do que outras províncias geológicas do Brasil. No entanto, a

ocorrência do sismo de 05/08/1983, no centro da Amazônia, indica que ainda não

existem dados suficientes para fazer regionalizações sísmicas na Região Norte do

Brasil. Este aspecto é muito importante, pois sugere que sismos com magnitude mb >

6,0, como na porção setentrional do Mato Grosso, em 1955 ( mb > 6,2 e intensidade

epicentral da ordem de IX), podem ocorrer, com probabilidade uniforme, em qualquer

outro ponto da Amazônia.

O sismo de 05/08/1983, em Codajás, foi relativamente elevado no contexto

brasileiro, visto que apresentou magnitude mb = 5,5, que corresponde a um período de

retorno da ordem de 20 anos (ASSUMPÇÃO et al., 1985). Apenas duas pequenas

réplicas foram registradas, ambas no mesmo dia do evento principal.

O epicentro (3,59º S/ 62,17º W) e a hora do sismo principal (06:21:42 UTC)

foram determinados pelo NEIS (National Earthquake Information Service) do USGS

(United States Geological Surrey), usando dados de 126 estações da rede mundial de

sismógrafos. O evento ocorreu a 23 km de profundidade. De acordo com o NEIS, a

precisão da determinação desse epicentro é da ordem de 20 km. A primeira réplica

ocorreu às 08:24:16 (UTC – Coordinated Universal Time) e a segunda às 10:07:12

(UTC). Como já mencionado anteriormente, a solução por mecanismo focal indicou

uma falha reversa orientada para NW-SE, com direção de compressão

aproximadamente horizontal de NNE-SSW.

35

Figura 2.13 Mapa de epicentros da Amazônia. Fonte: BERROCAL et al. (1984). Círculos

cheios são epicentros com incerteza menor que 70 km, Círculos vazios, com incerteza entre 70 e

200 km. Círculos tracejados são eventos com imprecisão no epicentro maior que 200 km. As

províncias geológicas, simplificadas, foram baseadas em ALMEIDA et al. (1981). 1 = áreas

cratônicas, 2 = Faixa de Dobramentos Brasilianos, 3 = bacias intracratônicas, 4 = bacias

costeiras e outros sedimentos recentes. T = graben do Takutu.

De 07 a 23/09/1983, foi efetuado por Assumpção et al. (1985) um levantamento

dos efeitos de tal sismo. Devido à dificuldade de acesso, o trabalho teve que se restringir

a algumas localidades do Rio Solimões e das estradas Manaus-Porto Velho, Manaus–

Manacapuru, Manaus–Boa Vista e Manaus–Itacoatiara. Informações de várias outras

comunidades menos acessíveis foram obtidas por telefone. Apesar dessas limitações, foi

possível estimar aproximadamente a área total afetada (500.000 km2), assim como

posicionar as isossistas. As intensidades foram classificadas com a escala Mercalli

modificada, usando-se também, em casos de dúvida, a importância relativa de cada

elemento da escala dada por Brazee (1979).

A máxima intensidade foi observada em Codajás, cidade mais próxima do

epicentro instrumental, onde diversas casas de construção modesta e outras de boa

qualidade apresentaram trincas e rachaduras. Outros efeitos observados nessa cidade

36

foram os seguintes: praticamente toda a população acordou e foi para as ruas; objetos

caíram de prateleiras em várias casas; algumas pessoas sentiram dificuldades em

manter-se de pé; peixes saltaram para fora d’água. Esse conjunto de efeitos, levando-se

em conta principalmente as várias rachaduras nas casas causadas pelo tremor,

permitiram classificar como VI a intensidade em Codajás (Figura 2.14).

Figura 2.14: Epicentro do sismo na cidade de Codajás e sua área de influência de acordo com a

escala de Mercalli. Fonte: Assumpção et al. (1985). Isossistas do sismo de Codajás, AM. Os

números arábicos representam intensidades Mercalli Modificada. Números duplos 23, 34, 45 e

56 representam intensidades II ou III, III ou IV, IV ou V e V ou VI, respectivamente, não

havendo dados suficientes para uma definição melhor da intensidade.

37

2.10 – Unidades Geomorfológicas

Uma compilação de estudos efetuados com base na análise dos produtos de

sensoriamento remoto, perfis de campo e trabalhos geomorfológicos regionais

anteriores (IBGE, 1995; ROSS, 1985, 1997) permitiu compartimentar a região que

abrange o poliduto Urucu-Coari-Manaus em seis domínios geomorfológicos, de acordo

com o mapa de unidades de relevo da Figura 2.15, elaborado pelo Programa

Geodiversidade da Amazônia (CPRM, 2010).

Planície Amazônica

Esse domínio é representado por planícies de inundação e terraços fluviais muito

amplos, por vezes com dezenas de quilômetros de largura, que ocorrem ao longo dos

principais cursos d’água das bacias hidrográficas Negro-Solimões-Amazonas. Tais

formas de relevo apresentam, portanto, amplo destaque ao longo dos imensos fundos de

vales dos rios Negro, Solimões, Amazonas, Madeira, Purus, Juruá, Javari, Içá e Japurá.

As planícies e os terraços fluviais consistem nas únicas zonas deposicionais ativas na

Amazônia.

As planícies aluviais, normalmente recobertas por vegetação de igapó e matas de

várzea adaptadas a ambientes inundáveis, são constituídas por distintos depósitos

sedimentares: os terraços fluviais são correlatos ao Pleistoceno Final e as planícies de

inundação ao Holoceno. As várzeas amazônicas apresentam notável diversidade

morfológica, reflexo dos distintos tipos de sedimentação aluvial desenvolvidos por uma

rede de drenagem de padrão meândrico de alta sinuosidade (tais como os rios Purus e

Juruá) ou de padrão anastomosado ou anabranching (tais como os rios Solimões e

Negro). Nesse contexto, são identificadas diversas formas deposicionais: furos, paranás,

planícies de acreção em barras de pontal, planícies de decantação, ilhas fluviais, barras

arenosas, lagos, diques marginais, dentre outras (LATRUBESSE e FRANZINELLI,

2002).

Existe um domínio de solos hidromórficos, muito mal drenados, nas planícies de

inundação (predominância de Gleissolos), bem como solos mais bem drenados nos

terraços fluviais (predominância de Neossolos Flúvicos).

38

Os rios amazônicos, tradicionalmente, representam os vetores de interiorização

da ocupação humana e suas várzeas possuem algumas das melhores terras para

agricultura. A ocupação urbana é impraticável nas planícies, porém possível nos

terraços e tabuleiros adjacentes, que consistem em superfícies acima do nível da cota

das cheias periódicas. Acima das barrancas dos cursos d’água e a salvo das inundações,

um grande número de cidades ocorre ao longo dos principais rios do Estado do

Amazonas. O principal risco geológico-geomorfológico em tais aglomerados

populacionais decorre dos severos fenômenos de erosão fluvial (desbarrancamentos),

denominados “terras caídas”, que podem promover a destruição de trechos da malha

urbana dessas cidades ribeirinhas (LATRUBESSE e FRANZINELLI, 2002).

Tabuleiros da Amazônia

Os Tabuleiros da Amazônia (anteriormente denominados como Planalto

Rebaixado da Amazônia por MAURO et al., 1978) constituem o mais amplo domínio

geomorfológico da área de estudo, ocupando mais da metade de sua superfície. ROSS

(1985) questiona a terminologia de planalto ou planície para essas vastas terras baixas,

porém acima das cotas das cheias fluviais, e introduz o termo “Depressão Amazônica”

para melhor caracterizá-las. Portanto, toda essa vasta zona de tabuleiros, que se estende

para oeste das calhas dos rios Madeira e Negro até a fronteira brasileira com a

Colômbia, na Bacia Sedimentar do Solimões, está inserida na Depressão Amazônica.

Esse domínio é representado por extensos tabuleiros de baixa amplitude de

relevo (invariavelmente inferiores a 30 m), dissecados por rios meândricos de padrão

predominantemente dendrítico e, episodicamente, treliça ou retangular, nesse caso

evidenciando o controle da tectônica neógena nas rochas sedimentares da Bacia do

Solimões. Frequentemente, são observados também cotovelos de drenagem e lagos

gerados por antigas rias barradas pela sedimentação holocênica (STERNBERG, 1950).

Esses baixos tabuleiros constituem superfícies planas assentadas sobre rochas

sedimentares pouco litificadas das formações Solimões e Içá (arenitos pleistocênicos,

pouco consolidados a inconsolidados, de origem fluvial, que não afloram na área de

estudo). Os tabuleiros embasados sobre a Formação Solimões tendem a ser mais

dissecados, devido à baixa permeabilidade dos sedimentos argilosos, com uma atuação

mais efetiva dos processos erosivos por escoamento superficial em climas pretéritos

mais secos. Sobre a Formação Içá, os tabuleiros tendem a ser muito pouco dissecados.

39

Em todos esses terrenos, ocorre o desenvolvimento da Floresta Amazônica sobre solos

profundos (Mata de Terra Firme). Entretanto, tais solos ainda apresentam, por vezes,

uma drenagem imperfeita, predominando Argissolos Plínticos, Plintossolos e

Espodossolos (MAURO et al., 1978; IBGE, 2001).

Os terrenos representados pelos tabuleiros da Amazônia Centro-Ocidental estão,

em sua maior parte, ocupados pela Floresta Amazônica preservada, devido à pouca

acessibilidade e à dificuldade de implantação de infraestrutura viária em solos

imperfeitamente drenados (MAURO et al., 1978).

Baixos Platôs da Amazônia

Os Baixos Platôs da Amazônia (anteriormente denominados “Planalto Dissecado

do Rio Trombetas” por MAURO et al., 1978), recobertos por Mata de Terra Firme,

ocupam expressivas extensões da porção oriental do Estado do Amazonas e são

caracterizados por terrenos baixos (em cotas inferiores a 200 m), com solos espessos,

pobres e bem drenados (em geral, Latossolos Amarelos). Em certas porções, os platôs

constituídos por rochas sedimentares cretácicas da Formação Alter do Chão são

dissecados em um relevo de colinas tabulares, feição que assume particular relevância

na área a norte da cidade de Manaus. Tal morfologia decorre de um longo processo de

elaboração de espessos perfis intempéricos lateríticos, com desenvolvimento de

horizontes ferruginosos concrecionários e horizontes aluminosos (COSTA, 1991;

HORBE et al., 1997).

Esse domínio geomorfológico se desenvolve em toda a área de abrangência da

Bacia Sedimentar do Amazonas, com amplo predomínio de ocorrência da Formação

Alter do Chão. Contudo, nas bordas dessa bacia, em seus limites com o embasamento

pré-cambriano, ocorrem afloramentos das formações paleozoicas basais. Nessas áreas,

os platôs são ligeiramente mais elevados e preservados. Assim, os baixos platôs não

dissecados e protegidos por crostas detrito-lateríticas representam um marco fisiográfico

de grande relevância para a compreensão da evolução geomorfológica dos terrenos

dissecados e florestados a norte de Manaus (COSTA, 1991; HORBE et al., 1997).

40

Superfícies Aplainadas

As Superfícies Aplainadas (anteriormente denominadas como “Pediplano Rio

Branco-Rio Negro” por FRANCO & MOREIRA, 1977) constituem um extenso

domínio geomorfológico no norte e noroeste do Estado do Amazonas.

Essas extensas áreas arrasadas por prolongados eventos de erosão generalizada,

conjugados com notável estabilidade tectônica em escala regional, apresentam cotas que

variam entre 100 e 250 m e notabilizam-se pela ocorrência de extensas áreas aplainadas

ou levemente entalhadas pela rede de drenagem. Nesse caso, as superfícies aplainadas

são desfeitas em um relevo colinoso de baixa amplitude altimétrica. Tendo em vista que

as fases de arrasamento do relevo correspondem a longos períodos de maior aridez ao

longo do Cenozóico, o atual clima quente e úmido da região tende a dissecar os

aplainamentos previamente elaborados (AB’SABER, 1982; BIGARELLA e

FERREIRA, 1985).

Destacadas na paisagem, ocorrem várias formas isoladas, alçadas em cotas mais

elevadas que a superfície aplainada, dando origem a inselbergs e demais feições

residuais do relevo.

Planalto Residual

O Planalto Residual (seguindo a denominação de IBGE, 1995) representa um

relevo movimentado em colinas dissecadas, morros e esparsos platôs, exibindo vertentes

declivosas e vales estreitos, com média densidade de drenagem. Esse conjunto de

formas de relevo demonstra um aspecto residual de planalto profundamente erodido em

meio às vastas superfícies aplainadas do Escudo das Guianas. As raras ocorrências de

superfícies planas e elevadas em forma de curtos platôs atestam o desenvolvimento

pretérito de uma antiga superfície que foi totalmente destruída (AB’SABER, 1982;

BIGARELLA e FERREIRA, 1985).

No Estado do Amazonas, o Planalto Residual do Norte da Amazônia restringe-se

ao setor situado a norte da Bacia Sedimentar do Amazonas e do reservatório da Usina

Hidrelétrica de Balbina até a divisa com Roraima, drenado pelas bacias dos rios Uatumã

e Jatapu.

Ressaltam-se, nesse contexto, vários conjuntos de topografia mais elevada, em

cotas que variam entre 200 e 400 m, em meio às terras baixas amazônicas, com cotas

41

inferiores a 150 m. Os terrenos mais elevados do planalto residual estão, em geral,

esculpidos em litologias mais resistentes à erosão, que se impuseram aos longos

episódios de arrasamento generalizado do relevo, os quais modelaram as vastas

superfícies de aplainamento adjacentes.

Superfícies Colinosas

As Superfícies Colinosas congregam um conjunto de formas de relevo que se

caracterizam pela intensa atividade morfodinâmica e dissecação mais expressiva.

Apresentam feições morfológicas de forte entalhamento, de vertentes curtas e

declivosas, topos arredondados e vales incisos sem sedimentação aluvial, porém

desenvolvendo uma rede de canais de alta densidade de drenagem.

42

43

2.11 – Aspectos Pedológicos

Os tipos de solos presentes na área de estudo do poliduto Urucu-Coari-Manaus

foram aqui elencados tomando por base o Projeto Geodiversidade da Amazônia

(CPRM, 2010). Tais feições podem ser visualizadas no mapa da Figura 2.16.

Latossolos

A classe dos Latossolos compreende solos minerais, não hidromórficos, que

apresentam normalmente uma sequência dos horizontes A, Bw e C. Ocorre pouca

diferenciação entre os horizontes A e Bw. Em geral, a transição entre os horizontes é

plana e difusa, como observado na Figura 2.17.

Na fração argila, ocorrem minerais em avançado estágio de intemperismo. No

Estado do Amazonas, predominam o mineral de argila denominado caulinita e os óxidos

de ferro (goethita e hematita). A fração areia é constituída por minerais altamente

resistentes ao intemperismo, principalmente o quartzo (COELHO et al., 2002). Existem

também alguns poucos fragmentos de feldspatos. Os latossolos que ocorrem no Estado

do Amazonas são profundos ou muito profundos, com espessuras quase sempre

superiores a 2 m (BOTSCHEK et al., 1996; LUCAS et al., 1984; MARQUES et al.,

2004). Apresentam, na Amazônia Central, predomínio da fração argila, sendo

classificados, em sua maioria, como argilosos ou muito argilosos (SHINZATO et al.,

2005; TEIXEIRA, 2001).

Nos horizontes subsuperficiais, as argilas se encontram, quase que em sua

totalidade, floculadas. As estruturas dominantes aparecem na forma de pequena granular

(fortemente desenvolvida) e em blocos subangulares. Quando há predomínio da

estrutura granular, o solo adquire aspecto maciço poroso (RODRIGUES, 1995), com

poros apresentando distribuição de frequência tipicamente bimodal (macro e

microporos), conforme TEIXEIRA et al. (2001). São bastante porosos (> de 50% de

poros) e muito permeáveis. A estrutura microagregada e a distribuição de frequência

bimodal dos poros dos Latossolos Amarelos fazem com que grande parte da água drene

facilmente.

Latossolos com textura argilosa e muito argilosa apresentam altas tensões e

elevada umidade (> 20% em volume). Embora a água encontrada dentro de microporos

esteja revestindo as partículas de argila, ela não é disponível para a maioria das plantas.

44

Os Latossolos se localizam predominantemente em relevo plano ou suave ondulado,

embora ocorram também em relevo movimentado (SHINZATO et al., 2005).

O horizonte superficial A é pouco ou moderadamente espesso quando há

predomínio de argila, sendo mais espesso em áreas mais arenosas. Entretanto, essa

maior espessura do horizonte A nas áreas mais arenosas não reflete, necessariamente,

maior estoque de carbono, dado que esses teores são relativamente baixos nessas

camadas. Apresenta, em sua condição original, a vegetação de floresta primária, com

boa a excelente drenagem, mesmo quando a textura for muito argilosa. Na parte da

Amazônia Central, próximo a Manaus, em condições naturais de elevada

permeabilidade e bem estruturados, são pouco suscetíveis aos processos de erosão

hídrica.

Os Latossolos no Amazonas apresentam predominantemente caráter distrófico

ou álico. Os valores predominantes de pH indicam solos extremamente a

moderadamente ácidos. Os estudos dos horizontes superficiais dos Latossolos indicam

predominância de cargas superficiais líquidas negativas e, consequentemente,

dominância de capacidade de troca de cátions sobre a troca de ânions. Nas camadas

inferiores, em algumas localidades, são encontrados valores positivos, indicando o

predomínio de cargas positivas, configurando o caráter denominado ácrico (SHINZATO

et al., 2005). No Estado do Amazonas, ocorrem predominantemente, Latossolos

Amarelos (Tabela 2.2); entretanto, são reportados, em menor escala, Latossolos

Vermelho-Amarelos e Latossolos Vermelhos.

45

Tabela 2.2 - Descrição de um perfil de Latossolo Amarelo Distrófico. Fonte: Projeto


Classificação Latossolo Amarelo Distrófico

Situação, declive e cobertura vegetal

sobre o perfil

Perfil de trincheira descrito sob mata natural

Litologia Sedimentos cauliníticos

Formação Geológica Formação Alter do Chão

Cronologia Cretáceo superior - Paleógeno

Material originário Produto de alteração do material supracitado

Rochosidade Não- rochoso

Relevo Local Ondulado

Relevo Regional Suavemente Ondulado e Plano

Erosão Não-aparente

Drenagem Bem drenado

Vegetação primária Floresta equatorial úmida

Figura 2.17- Perfil típico de Latossolo Amarelo (Manaus, AM).

Fonte: Projeto Geodiversidade da Amazônia (CPRM, 2010).

46

Argissolos

Essa classe compreende solos minerais, não hidromórficos, que apresentam

horizonte B textural, com perfis bem desenvolvidos, profundos a medianamente

profundos, bem a moderadamente drenados (Figura 2.18). Distinguem-se dos

Latossolos pela acentuada diferenciação de classe de textura entre os horizontes A e B,

sendo os horizontes superficiais mais arenosos que os horizontes subsuperficiais

(EMBRAPA, 2006).

As classes de textura predominantes nos horizontes A e Bt, com referência às

ocorrências registradas no Amazonas, são média/argilosa e argilosa/muito argilosa.

Devido à existência de textura mais arenosa no horizonte superficial e, muitas vezes,

uma drenagem restrita no horizonte Bt, os Argissolos são suscetíveis aos processos de

erosão hídrica, principalmente quando se desenvolvem em relevo ondulado ou forte

ondulado (Tabela 2.3). Nas proximidades de Manaus e em sua periferia, problemas de

erosão nas áreas urbanas e destruição de ruas e estradas normalmente estão relacionados

aos Argissolos.

As características químicas dos Argissolos são muito variáveis. Na parte central

e oeste do Amazonas, são desenvolvidos a partir de rochas do período Pleistoceno,

sendo predominantemente distróficos (menos de 50% do complexo de troca e cátions

são saturados por bases trocáveis) e mesmo álicos (mais de 50% do complexo de troca

de cátions são saturados pelo íon alumínio). No Amazonas, os Argissolos, em sua

maioria, são extremamente a moderadamente ácidos. Na região oeste do referido estado,

fora dos limites da área de estudo, muitas das ocorrências de Argissolos apresentam

reduzida drenagem interna (EMBRAPA, 1982; TEIXEIRA et al., 2009). Tal

característica condiciona o aparecimento de um horizonte com caráter plíntico,

resultante de processos de oxidação e redução do ferro devido à variação da aeração

causada por encharcarmentos temporários.

47

Tabela 2.3 - Descrição de um perfil de Argissolo Amarelo Distrófico.


Classificação Argissolo Amarelo Distrófico


sobre o perfil

Topo de encosta

Litologia Pelitos e Arenitos flúvio-lacustres

Formação Geológica Formação Içá

Cronologia Plioceno-Pleistoceno


Rochosidade Não-rochoso

Relevo Local Ondulado

Relevo Regional Ondulado a forte ondulado

Erosão Laminar ligeira

Drenagem Bem drenado

Vegetação primária Floresta equatorial subperenifólia

48

Figura 2.18 - Perfil típico de Argissolo.

Fonte: Projeto Geodiversidade da Amazonia (CPRM, 2010).

Espodossolos

Os espodossolos são predominantemente arenosos, com acúmulo de matéria

orgânica e compostos de ferro e/ou alumínio em profundidade (Figura 2.19). Segundo o

Sistema Brasileiro de Classificação dos Solos (EMBRAPA, 2006), os espodossolos são

constituídos por material mineral, apresentando horizonte diagnóstico subsuperficial B

espódico (Bh).

A estrutura é fraca, pequena, granular ou com grãos simples no horizonte A e

maciça no horizonte B espódico. No Amazonas, são geralmente profundos, com

acentuado contraste de cor entre os horizontes, tornando-se, por isso, facilmente

distinguíveis no campo. Ao horizonte A, de cor cinza-escura ou preta, segue-se um

horizonte E esbranquiçado, que, por sua vez, é normalmente seguido por um horizonte

49

de coloração preto-amarronzada (horizonte Bh). Apresentam reduzida fertilidade e são

fortemente ácidos (SHINZATO et al., 2005). No Amazonas, predomina nos

Espodossolos a vegetação de campinarana (Tabela 2.4). Em várias dessas ocorrências,

devido à limitada drenagem do horizonte espódico, há um encharcamento temporário

nos períodos de maiores precipitações. Paradoxalmente, esses solos, pela textura

arenosa e estrutura em grão soltos, apresentam reduzida capacidade de armazenamento

de água; por conseguinte, a vegetação que cresce nesses locais sofre episódios de

estresse por deficiência hídrica nos períodos de estiagem.

Possuem sérias restrições ao uso agrícola, condicionadas pela textura arenosa;

quais sejam, fertilidade natural muito baixa e reduzida capacidade de reter água e

nutrientes, bem como, no caso do horizonte espódico cimentado (“orstein”), excesso de

água devido à sua drenagem deficiente.

Tabela 2.4 - Descrição de um perfil de Espodossolo Hidromórfico. Fonte: Projeto


Classificação Espodossolo Humilúvico

Situação, declive e cobertura

vegetal sobre o perfil

Local plano com declive inferior a 1%, sob

Campinarana.

Litologia Sedimentos arenosos

Formação Geológica Formação Içá, Terraços fluviais



Rochosidade Não- rochoso

Relevo Local Plano

Relevo Regional Suave ondulado


Drenagem Imperfeitamente drenado

Vegetação primária Campinarana

50

Figura 2.19 - Perfil típico de Espodossolo.


Gleissolos

Compreendem solos hidromórficos, constituídos por material mineral, que

apresentam horizonte glei – horizonte mineral subsuperficial ou eventualmente

superficial caracterizado por cores neutras ou mosqueadas, que refletem a prevalência

de processos de redução, com ou sem segregação de ferro, em decorrência de saturação

por água durante algum período ou durante o ano todo. São solos mal ou muito mal

drenados em condições naturais, tendo o horizonte A cores desde cinzentas a pretas,

espessura entre 10 e 50 cm e teores variáveis de carbono orgânico (Figura 2.20).

São solos formados sob vegetação higrófila herbácea, arbustiva ou arbórea. A

maioria das ocorrências no Amazonas apresenta encharcamento durante longos períodos

do ano, o que resulta em condições anaeróbicas e na consequente redução do íon férrico

para o íon ferroso, no processo denominado gleização. Esse processo se caracteriza pela

presença de cores acinzentadas ou azuladas, consequência da solubilização do ferro, que

se transloca e reprecipita, formando, em muitas ocorrências, um mosqueado de cores.

A maioria dos Gleissolos no Estado do Amazonas desenvolveu-se a partir de

sedimentos quaternários, nas proximidades dos cursos d’água, e em materiais colúvio-

51

aluviais sujeitos a condições de hidromorfia, em depressões (Tabela 2.5). Em algumas

áreas, verifica-se a presença de Gleissolos nas posições mais elevadas da paisagem

(região do rio Urucu, município de Coari), onde, nas épocas das chuvas, ocorre um

encharcamento na superfície do solo (caráter epiáquico), que se prolonga por vários

meses.

Tabela 2.5- Descrição de um perfil de Gleissolo Háplico Eutrófico. Fonte:

Projeto Geodiversidade da Amazônia (CPRM, 2010).

Classificação Gleissolo Eutrófico


sobre o perfil

Área de várzea

Litologia Sedimentos aluviais

Formação Geológica Planícies aluvionares

Cronologia Quaternário



Relevo Local Plano

Relevo Regional Plano


Drenagem Mal drenado

Vegetação primária Floresta equatorial higrófila de várzea

52

Figura 2.20 - Perfil típico de Gleissolo (Parintins, AM).


Plintossolos

Segundo o Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (EMBRAPA, 2006), os

Plintossolos apresentam horizonte plíntico, petroplíntico ou litoplíntico (Figura 2.21). A

característica mais marcante dessa classe de solos é a presença de manchas ou

mosqueados avermelhados (plintita), geralmente compondo um mosqueado de cores

bem contrastantes (tons de amarelo e vermelho) com a matriz (geralmente

esbranquiçada) (SHINZATO et al., 2005).

Quando apresentam concreções endurecidas (petroplintita), são denominados

Plintossolos Pétricos. As petroplintitas, localmente denominadas “piçarras”, são

frequentemente utilizadas para revestimento de estradas vicinais. Os Plintossolos,

normalmente, são encontrados em áreas deprimidas, planícies aluvionais e terços

inferiores de encosta, situações que implicam reduzida drenagem. São em geral

imperfeitamente drenados, à exceção dos que apresentam como petroplínticos; estes, em

sua maioria, no Estado do Amazonas, são bem drenados. Os Plintossolos Pétricos,

geralmente, são encontrados em relevo suave ondulado e ondulado (Tabela 2.6).

53

Tabela 2.6 - Descrição de um perfil de Plintossolo Pétrico Concrecionário.


Classificação Plintossolo Pétrico Concrecionário


sobre o perfil

Perfil de trincheira em encosta próximo ao

topo, sob mata natural

Litologia Sedimentos cauliníticos

Formação Geológica Formação Içá, Terraços fluviais




Relevo Local Plano

Relevo Regional Suave ondulado a ondulado


Drenagem Bem drenado (petroplínticos)

Vegetação primária Floresta equatorial úmida

Figura 2.21 - Perfil típico de Plintossolo (Humaitá, AM).


54

Neossolos Flúvicos

Essa classe compreende solos minerais pouco desenvolvidos, apresentando

pequena expressão dos processos pedogenéticos como consequência de características

do próprio material, de sua resistência ao intemperismo, de sua composição química e

do relevo, que podem impedir ou limitar a sua evolução. Os Neossolos Flúvicos estão

associados principalmente ao dique aluvial (barrancos dos rios) e às partes mais

elevadas do interior da várzea, enquanto os Gleissolos ocorrem na parte mais interior e

mais rebaixada da várzea (Figura 2.22). Nessa classe, estão incluídos os solos que, no

antigo sistema de classificação, foram considerados, principalmente, como Solos

Aluviais. Os Neossolos Flúvicos do Estado do Amazonas ocorrem predominantemente

nas margens dos cursos d`água e lagos associados aos grandes rios (Tabela 2.7). Os que

apresentam caráter eutrófico estão associados ao processo de colmatagem rico em

sedimentos do Rio Solimões e seus afluentes de águas barrentas (Madeira, Juruá, Purus,

etc.), enquanto os distróficos, aos rios de água preta (Negro, Urubu, etc.), onde a

quantidade de sedimentos é reduzida e há teores elevados de ácidos orgânicos

dissolvidos na água (VIEIRA e SANTOS, 1987).

Em sua grande maioria, os Neossolos Flúvicos, assim como os Gleissolos, no

Estado do Amazonas, apresentam elevada fertilidade natural, desempenhando

importante papel na produção agrícola familiar da região. São intensamente utilizados

pelos agricultores ribeirinhos, durante o período de vazante, para o cultivo de hortaliças,

feijão caupi e plantas fibrosas (juta e malva). Entretanto, apresentam sérias restrições às

culturas perenes e à silvicultura, devido, principalmente, ao alagamento durante longos

períodos. Sua potencialidade agrícola também ocorre em função de sua posição nas

proximidades dos cursos d´água, o que, teoricamente, facilita o escoamento por via

fluvial. Nas áreas de ocorrência dos Neossolos Flúvicos e dos Gleissolos, acontece

frequentemente, o desbarrancamento das margens no leito dos rios, fenômeno

conhecido localmente como “terras caídas”.

55

Tabela 2.7 - Descrição de um perfil de Solo Neossolo Flúvico Eutrófico. Fonte:

Projeto Geodiversidade da Amazônia (CPRM, 2010).

Classificação Solo Aluvial Eutrófico


sobre o perfil

Local plano, com declive inferior a 1%, sob

floresta aberta aluvial

Litologia Sedimentos recentes do Quaternário

Formação Geológica Planícies aluvionares

Cronologia Quaternário



Relevo Local Plano

Relevo Regional Plano

Erosão Laminar ligeira

Drenagem Imperfeitamente drenado

Vegetação primária Floresta aberta aluvial

Figura 2.22 - Perfil típico de Neossolo Flúvico (Iranduba, AM).


56

57

CAPÍTULO 3 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

3.1- Prevenção de Riscos Geológicos em Projetos de Engenharia

Aspectos geológicos devem ser considerados no desenvolvimento de projetos de

engenharia por duas razões principais. Em primeiro lugar, no que diz respeito aos locais

onde são executados trabalhos de fundações, escavações, armazenamento de efluentes

ou retirada de materiais de construção. Neste caso, são incluídos os principais projetos

de infraestrutura: edifícios, obras hidráulicas ou marítimas, plantas industriais,

instalações de minas, usinas de geração de energia, etc. O papel da Engenharia

Geológica nestes projetos é fundamental para assegurar a segurança e a viabilidade

econômica dos empreendimentos. O segundo aspecto diz respeito à prevenção,

mitigação e controle de riscos geológicos, bem como à gestão do impacto ambiental de

obras públicas e industriais, atividades de mineração ou de desenvolvimento urbano

(VALLEJO e FERRER, 2011).

Tais exemplos são de grande importância para a economia de um país, visto que

se referem aos setores de infraestrutura, construção, mineração e imobiliário. Entretanto,

os impactos dos riscos geológicos na sociedade e no meio ambiente podem ser

dramáticos na ausência de medidas preventivas ou de monitoramento e controle.

Ainda segundo Vallejo e Ferrrer (2011), em projetos de engenharia, os dados

geológicos precisam ser quantificáveis, de modo a permitir a execução de modelagens

diversas. A quantificação numérica em Geologia não é sempre de fácil aplicação. Com

efeito, a simplificação de uma vasta gama de variação de propriedades na forma de

números, que se limitam a intervalos razoavelmente estreitos, pode dificultar ou, às

vezes, impossibilitar que se realizem previsões numéricas necessárias aos requisitos do

projeto.

Por outro lado, na Engenharia, o conhecimento preciso dos materiais de

construção é geralmente disponível; todavia, informações geológicas e geotécnicas são

baseadas em limitadas pesquisas de campo. Como resultado, existe um fator de

incerteza presente em estudos geotécnicos que afeta a maioria dos projetos. A

compreensão dessas diferenças e o uso apropriado de uma linguagem comum aos

objetivos do projeto é fundamental na prática da Engenharia Geológica. Tal disciplina

possui métodos à sua disposição que caracterizaram ou expressam dados geológicos de

58

um modo que permita sua integração em modelagens numéricas, as quais podem ser

usadas nos processos de tomada de decisão durante as fases de planejamento do

empreendimento. Em seu trabalho, Vallejo e Ferres (2011) destacam os fatores que

contribuem para avaliar o risco sísmico em projetos de Engenharia. Tais fatores serão a

seguir relacionados e discutidos.

3.1.1 - Os principais tipos de problemas relacionados com solos

Segundo Vallejo e Ferrer (2011), solos problemáticos geralmente pertencem a

um dos seguintes grupos: (a) aqueles que fazem parte de um ambiente natural que foi

alterado pela ação humana, como mineração a céu aberto e pedreiras, construção de

túneis ou escavação de fundações. Muitos dos problemas comuns à Engenharia

Geológica derivam do comportamento do solo nestas situações; (b) solos que provocam

problemas especiais por causa de sua própria condição particular ou pela ação da

natureza, sem nehuma intervenção humana. Como exemplos, podem ser citados o fluxo

de solos argilosos em encostas por chuva intensa, o que leva a deslizamentos de terra,

além da liquefação em solos silto-arenosos decorrente de terremotos. Sérios problemas

podem ocorrer, com efeito, se trabalhos de construção forem realizados num vale ao pé

de encostas com risco de avalanches, ou se um desenvolvimento urbano estiver

edificado sobre depósitos suscetíveis à liquefação em zonas sismogênicas.

Solos fofos sensíveis

De acordo com Vallejo e Ferrer (2011), a foz de rios, planícies de inundação e

algumas áreas costeiras com rochas menos rígidas são cobertas por finas camadas de

depósitos de silte e argilas, que são muito macias, saturadas e geralmente contendo

matéria orgânica (4-5%). Nesses materiais, o teor de água é muito alto e a estrutura é

muito frágil, o que depende do tipo de depósito, do conteúdo da matéria orgânica e da

distribuição do tamanho das partículas, entre outros fatores. Como resultado, eles são

muito deformáveis e macios, com índice de compressão variando de 0,4 a maior que

1,0.

Esse alto grau de deformabilidade também implica que a resistência a tensões de

cisalhamento não drenadas é muito baixa, de 15 a 50 kPa. Todavia, na superfície do

59

terreno, em razão de depósitos de sal ou de efeitos cíclicos do lençol freático, podem

existir crostas afetando o solo com alguns metros de profundidade, onde o esforço de

cisalhamento se torna maior.

Quando o conteúdo de água é superior ao limite líquido, ou seja, quando a

condição de fluido é atingida, a estrutura pode ser governada pela água intersticial. A

identificação de solos fofos com piezocones é um processo simples; uma avaliação de

sua deformabilidade pode ser adequadamente efetuada utilizando aterros experimentais.

Solos suscetíveis à liquefação

A perda da resistência do solo causada por cargas cíclicas decorrentes de

terremotos geralmente provoca o fenômeno da liquefação (Vallejo e Ferrer, 2011).

Solos fofos e saturados, predominantemente silto-arenosos, podem sofrer rapidamente o

aumento na pressão dos poros, em virtude da ausência de drenagem e do colapso de sua

fábrica. Nesse caso, a pressão nos poros pode atingir a tensão normal total. Quando isso

ocorre, o stress efetivo é praticamente zero, com os grãos perdendo contato friccional

uns com os outros. Assim, com o desaparecimento do stress de cisalhamento, o material

comporta-se como um líquido, permitindo movimentos verticais e horizontais no

terreno, o que pode resultar na ocorrência de deslizamentos de terra e no rápido

desenvolvimento de acomodações nos solos e sedimentos.

A presença de solos soltos síltico-arenosos com baixa permeabilidade tem sido

associada aos principais desastres causados por terremotos, visto que a rápida repetição

cíclica de forças tangenciais anula o stress efetivo durante os abalos sísmicos.

Em 1964, por ocasião do terremoto em Niigata, no Japão, dúzias de prédios

colapsaram, embora tenham sido designados como resistentes a abalos sísmicos. Na

verdade, suas fundações foram construídas em depósitos suscetíveis à liquefação. Tal

fato ocasiona acomodações de muitos metros, bem como a derrubada e rotação de

edifícios. No mesmo ano, e pelas mesmas razões, aconteceram gigantescos

deslizamentos de terra nas proximidades de Anchorage, Alaska. Os prédios afetados

foram carregados por cerca de 200 metros a partir de sua posição original.

Para ocorrer a liquefação, deve existir um limiar mínimo para a intensidade do

terremoto. Em solos susceptíveis a tal fenômeno, a intensidade mínima é VI na escala

modificada de Mercalli, ou magnitude 5,5 na escala Richter (PAHO, 1988).

60

3.1.2 - O risco sísmico

Quando um grande terremoto ocorre, o resultado de sua devastação pode ter

incalculáveis conseqüências sociais, ambientais e econômicas em toda área afetada. Até

o presente momento, a única maneira de evitar suas conseqüências é através de medidas

destinadas à prevenção dos danos ou à mitigação dos seus efeitos. A Engenharia

Geológica contribui para o estudo de muitos dos aspectos fundamentais para avaliação

do risco sísmico, dentre eles:

Avaliação das condições sísmicas e geológicas nos terrenos onde se realizam

trabalhos de engenharia;

Avaliação do risco sísmico e os efeitos induzidos por terremotos;

Cálculo das propriedades dinâmicas do terreno e sua resposta à sismicidade;

Definição de critérios geológicos e sísmicos para a elaboração de projetos que

minimizem o risco sísmicos;

Preparação de mapas de micro-zoneamento para o planejamento urbano;

Análise da vulnerabilidade de prédios e da infraestrutura;

Adoção de medidas preventivas, defesa civil e prestação de socorro na

eventualidade de um desastre natural.

A caracterização da fonte dos terremotos é um dos aspectos básicos do estudo e

avaliação do risco sísmico (VALLEJO & FERRER, 2011). A distribuição da

sismicidade em uma escala global pode ser explicada pela tectônica de placas, segundo

a qual áreas muito ativas localizadas nos limites das placas litosféricas distinguem-se de

regiões intraplaca relativamente mais estáveis. Em terrenos onde ocorre atividade

sísmica, as fontes de terremotos rasos são as falhas geológicas. Assim, a movimentação

das rochas ao longo dessas estruturas é responsável pela energia liberada durante os

terremotos.

Blocos de rocha separados por uma falha ativa tendem a sofrer deslocamento em

relação aos demais, embora a falha permaneça bloqueada até que um limiar crítico de

resistência seja excedido, resultando em deslocamento súbito ao longo do plano de

falha.

A Figura 3.1 apresenta o diagrama de uma falha transcorrente sismicamente

ativa durante e após um terremoto. Essa feição estrutural é deslocada primeiramente no

foco, a partir do qual a zona de ruptura se espalha rapidamente à velocidade u até afetar

61

uma área A, que é uma fração da superfície total do plano de falha. Define-se o

epicentro pela projeção do foco na superfície terrestre. A magnitude do terremoto é

proporcional à área de ruptura e ao deslocamento co-sísmico. Após o terremoto,

ocorrem reajustamentos por um certo tempo na área em torno da ruptura, dando origem

a réplicas com epicentros alinhados paralelamente ao traço das falhas.

Figura 3.1 – Diagrama de uma falha sismicamente ativa durante e após um terremoto.

Modificado de Vallejo e Ferrer (2011). u: velocidade de espalhamento da zona de ruptura;

A: área do plano de falha afetada pelo terremoto.

Deslocamento co-sísmico

Epicentro

de réplicas

Traço da falha

Sentido relativo de movimento

Epicentro

Réplicas

Área de ruptura co-sísmica

Plano de falha

Foco

62

3.1.2.1 - Modificações da movimentação no terreno por condições locais

O acelerograma de um terremoto é um gráfico que exibe a variação da

aceleração com o tempo em um local de interesse. Tal gráfico permite o cálculo da

aceleração máxima para um determinado período. A representação desses valores

máximos de aceleração para diferentes períodos de vibração em um oscilador com um

grau de liberdade constitui o espectro de respostas de um terremoto, o qual mostra a

amplificação do movimento no terreno com respeito à aceleração, velocidade ou

deslocamento. O espectro de resposta é utilizado em projetos estruturais sismo-

resistentes, onde é essencial que não se exceda parâmetros de construção previamente

aprovados.

Vallejo e Ferrer (2011) destacam que as características sísmicas de um

terremoto, conforme representadas por seu acelerograma, podem ser modificadas pelas

condições locais do terreno (tipos de solo, topografia, etc). Isto pode levar à

amplificação da resposta sísmica para um determinado período de retorno (100, 500, ou

1000 anos, por exemplo). Os fatores que têm maior influência na resposta sísmica em

um local de interesse são os seguintes:

Tipo e composição litológica dos materiais, especialmente depósitos superficiais

com um comportamento geotécnico correspondente àquele apresentado pelo

solo;

Espessura dos sedimentos e a profundidade do substrato;

Propriedades dinâmicas do solo;

Profundidade do lençol freático;

Morfologia da superfície e do substrato;

Presença de falhas, suas características e situação.

Os efeitos das condições locais são de grande importância, visto que elas

determinam as condições de ruptura na superfície, liquefação dos solos, deslizamentos

associados a falhas ativas, bem como a amplificação do sinal sísmico. A Figura 3.2

63

mostra exemplos da influência das condições locais do terreno na resposta sísmica, que

podem ser sumarizadas abaixo:

Quanto maior for a espessura do solo e da coluna de sedimentos, maior a

amplificação da aceleração (espessura da Bacia 1 > Bacia 2);

As propriedades do solo influenciam na amplificação: solos da Bacia 2 (N=10)

são mais fofos do que aqueles da Bacia 1 (N=20), com maior amplificação na

Bacia 2;

Quanto maior a profundidade do substrato, maior o período de vibração (Bacia 1

é mais profunda do que a Bacia 2);

Quanto maior a extenção superficial, menor o efeito de borda do subsolo no

espectro de resposta (a Bacia 1 é mais extensa que a Bacia 2);

A presença do lençol freático elevado e de solos fofos na Bacia 2 pode ser

considerada suficiente para indicar risco de liquefação;

A proximidade de falhas ativas pode amplificar a aceleração e induzir rupturas

na superfície (ponto C);

A topografia pode ampliar a aceleração (acelerações no ponto B são maiores do

que no ponto A).

Figura 3.2 Exemplo de influência das condições locais do terreno na resposta sísmica

(modificado de Vallejo e Ferrer, 2011). Consultar texto sobre A, B, C. No Teste de Penetração

Padrão, ou Standard Penetration Test (SPT), N é o número de golpes de uma amostra

padronizada conduzida a uma distância padronizada no solo.

Bacia 1 Bacia 2

Falha

Nível do lençol freático

64

3.1.2.2 - Os efeitos no terreno induzidos por terremotos

Além de um movimento vibratório característico do fenômeno, terremotos

podem também induzir uma série de efeitos que dão origem a consideráveis

deformações e ruptura no terreno, quais sejam:

Liquefação do solo;

Deslizamento de terra e queda de rochas;

Superfícies de ruptura devido a falhas tectonicamente ativas;

Tsunamis.

Com exceção dos tsunamis, tais efeitos são diretamente relacionados ao

comportamento geológico e geotécnico do terreno. Suas principais características e

métodos de análise são descritos abaixo, de acordo com Vallejo e Ferres (2011).

Potencial de liquefação

A liquefação ocorre quando certos tipos de solo afetados por terremotos sofrem

um rápido aumento de pressão nos poros, o que resulta na redução de sua resistência ao

stress de cisalhamento e tendência a comportar-se como um fluido. Este fenômeno leva

ao colapso de fundações e encostas, assim como ao deslizamento. Os tipos de solos

susceptíveis à perda de sua resistência são areias soltas e finas, além de areias e silte mal

classificados. Outra condição necessária para que ocorra a liquefação são o nível

elevado do lençol freático, bem próximo da superfície, e o baixo grau de compactação

do solo.

Em áreas afetadas por liquefação, as seguintes relações tem sido observadas:

A liquefação está associada com terremotos de magnitude 5,5 ou maior, assim

como com grau de aceleração do solo igual ou superior 0,2g;

A liquefação não ocorre em profundidade maiores de 15 m;

Em muitos casos onde a liquefação tem sido observada, o lençol freático

encontra-se a 3 m abaixo da superfície; quando ocorre abaixo de 5 m o potencial

de liquefação é muito baixo.

65

Deslizamentos induzidos por terremotos

De todas as causas de danos associados a terremotos, os deslizamentos estão

entre as mais freqüentes, embora sua intensidade tenha que ser alta para que tal evento

ocorra. De acordo com dados empíricos, nenhum deslizamento com alguma relevância

foi observado em terremotos com intensidades menores que VIII. Alguns fatores devem

ser considerados para avaliar o potencial de deslizamento induzido por terremotos,

como segue:

Presença de encostas instáveis ou de encostas em precário estado de estabilidade

anteriormente ao terremoto;

Encostas íngremes;

Solos com baixa resistência ou configurando estruturas metaestáveis (e.g., solos

colapsíveis, porosos e não saturados, que sofrem significativa redução de

volume quando inundados, com ou sem aplicação de carga adicional);

Escarpa rochosa com risco potencial de avalanches.

Ruptura de falhas

Segundo Vallejo e Ferrer (2011), um dos efeitos do terremoto é a ruptura da

superfície do terreno causada pelo deslocamento de falhas ativas. Tal movimentação ao

longo das estruturas pode manifestar-se na forma de escarpas, fraturas ou deslizamentos

na área de ruptura.

Deslocamentos na superfície do solo provocados por falhas ativas estão

associados com terremotos de magnitude 6,0 ou maiores. Seus efeitos dependem de

numerosos fatores, entre os quais:

A natureza do terreno e suas propriedades dinâmicas;

A sobrecarga de sedimentos sobre o substrato ou sobre camadas mais resistentes;

Características do terremoto, tais como magnitude, profundidade focal e

distância ao epicentro;

O tipo de falhas e estruturas associadas.

66

O efeito amplificador da aceleração ao longo das falhas pode ser verificado por

ocasião de grandes terremotos, nos quais os valores máximos da aceleração horizontal

atingem um pico de mais do dobro da aceleração registrada em áreas próximas ao

epicentro. Este efeito amplificador, juntamente com a movimentação do solo produzida

ao longo da falha, é potencialmente destrutivo. Tal fenômeno constitui um fator

determinante na análise do risco sísmico e em suas aplicações na Engenharia Geológica

(avaliação de sítios para infraestrutura, planejamento urbano e regional, etc). Portanto, é

essencial localizar as possíveis falhas sismogênicas, incluindo aquelas que não são

visíveis por estarem cobertas por sedimentos. As observações da superfície falhada, de

acordo com Wang e Law (1994), incluem:

Rupturas na superfície podem ser induzidas por movimentos lentos de

solifluxão, cuja ocorrência é menos provável se a espessura da sobrecarga for

superior a 5 m;

Deslocamentos produzidos em falhas ocultas pelo material sobrejacente podem

dar origem a falhas na superfície do terreno;

Deslocamentos tectônicos na superfície provavelmente ocorrem associados a

terremotos de magnitude M >6 e em profundidade rasa (menor que 30 km);

Quando a espessura do pacote sobrejacente é maior que 30 m, é reduzida a

possibilidade de ruptura na superfície;

A largura da zona de ruptura superficial é usualmente da ordem de vários metros

ou dezenas de metros, formando um corredor estreito, embora o comprimento

das fraturas possa se estender por centenas de metros.

A espessura da sobrecarga sedimentar tem uma influência significativa no

falhamento em superfície, em razão de sua capacidade de absorver energia. As rupturas

na superfície podem, portanto, depender dessa espessura. Todavia, o estilo estrutural é

um fator determinante nos tipos de deslocamento que ocorrem no terreno. Falhas

translacionais produzem deslocamentos na superfície independentemente da espessura

sedimentar, mas falhas normais ou reversas, necessitam de considerável sobrecarga para

absorver a deformação.

67

3.1.2.3 – Potencial de liquefação dos solos

A história registra inúmeros casos de rupturas catastróficas do terreno, com

consideráveis prejuízos econômicos, perdas de vidas humanas e danos ao meio

ambiente, causados pela liquefação dos solos (VALLEJO & FERRER, 2011). Uma

característica comum nessas situações é que os materiais nos locais dos desastres podem

ser classificados como arenosos ou arenosos com matriz siltosa de baixa ou nula

plasticidade. São ainda considerados como fofos, segundo critérios baseados no número

de golpes do teste de penetração ou SPT (Standard Penetration Test) ou do ensaio de

penetração de cone in situ ou CPT (Cone Penetration Test).

Eventos tais como colapsos de fundações de barragens, movimentos bruscos de

taludes naturais, recalques severos de edificações e pontes, bem como flutuações de

fundações, ocorrem como resultado de rupturas causadas por liquefação. Alguns desses

exemplos foram desencadeados por carregamentos cíclicos, configurando liquefação

cíclica ou dinâmica, e outros por um aumento monotônico do carregamento,

caracterizando liquefação monotônica ou estática (SEED, 1987). A liquefação dinâmica

está relacionada aos eventos sísmicos.

No entender de Casagrande (1936), a liquefação é um fenômeno associado à

diminuição da resistência efetiva e da rigidez dos solos sob ação de forças externas, que

como mencionado acima, podem ser cíclicas ou monotônicas. Tal manifestação se dá

geralmente em materiais saturados em água que, quando submetidos a tensões

cisalhantes, apresentam tendência de contração de volume. Como os poros encontram-

se totalmente preenchidos por água, e como o tempo necessário para drenagem é

comparativamente maior do que o intervalo de aplicação do carregamento, esta

tendência de contração de volume implica em um aumento do valor da pressão do fluido

nos poros do solo.

Se, durante o carregamento, a poropressão aumenta gradualmente até um valor

igual ao da tensão de confinamento, a tensão efetiva ou inter-granular que atua no

arcabouço do material se anula. Como resultado, o solo perde completamente sua

resistência ao cisalhamento, comportando-se como líquido viscoso.

Assim, em termos gerais, o processo pode ser caracterizado pelas seguintes

etapas:

68

Solo granular fofo e saturado: mudança brusca da estrutura sob carregamento

(estático ou dinâmico) muito rápida, tendendo a um arranjo mais compacto entre as

partículas;

A água intersticial, sem tempo de ser drenada, é confinada sob elevadas pressões,

não permitindo a aproximação das partículas sólidas, reduzindo as tensões de

contato e, conseqüentemente, o atrito entre as partículas e a resistência do solo;

Numa condição limite, as poropressões tornam-se tão elevadas que ocorre a perda

do contato entre as partículas do solo que, ficando com uma resistência muito baixa,

passa a se comportar como um fluido viscoso, resultando no fenômeno da

liquefação. (Figura 3.3)

Os processos geológicos nos quais se formam e são transportadas partículas

relativamente uniformes produzem depósitos altamente susceptíveis à liquefação.

Consequentemente, pacotes fluviais, coluviais e eólicos, quando saturados, podem

sofrer liquefação por carregamento estático ou dinâmico. Como a liquefação ocorre

somente em solos saturados, quanto mais profundo estiver o lençol freático, tanto menor

sua susceptibilidade à liquefação. Com efeito, o fenômeno se desenvolve em locais onde

o nível da água subterrânea encontra-se poucos metros abaixo da superfície.

69

Figura 3.3 – Representação esquemática das condições

petrofísicas necessárias ao processo de liquefação dos solos.

Modificado de Seed (1987).

70

3.2 Terremotos intraplaca (IPEs) e os Concentradores Locais de Tensão (LSCs)

As regiões continentais intraplaca são caracterizadas por tensões uniformes

distribuídas ao longo de milhares de quilômetros quadrados. As tensões locais podem se

acumular em heterogeneidades estruturais situadas no interior desses campos regionais.

Com efeito, várias feições geológicas, denominadas por Talwani (2017) como

concentradores locais de estresse (LSCs, do inglês Local Stress Concentrators), são

passíveis de atuação como inomogeneidades elásticas. O acúmulo de estresse no tempo

depende da estrutura envolvida no processo e de sua relação geométrica com o campo

de tensões regional. A interação dos campos local e regional pode resultar na rotação

deste último (Figura 3.4).

Figura 6: representação esquemática do

processo de liquefação dos solos.

Figura 3.4 – Rotação local do campo de tensões. Em um contexto intraplaca, a interação do

estresse local (SL), associado a um LSC (Local Stress Concentrator), com o campo de

tensões regional (ST) faz com que o campo de tensões final (SF) seja girado por Υ° em

relação ao campo regional. Fonte: Talwani (2017).

71

Muitas deformações acontecem nas estruturas geológicas que atuam como

concentradores locais de tensão. Tais LSCs estão situados tanto na parte superior como

inferior da crosta; os terremotos ocorrem pela liberação das tensões acumuladas nos

LSCs. Segundo Talwani (2017), um inventário de terremotos intraplaca com magnitude

superior a 4,5 mostrou que os mesmos estão preferencialmente localizados em antigos

rifts e na fronteira de crátons. Destes, a maior parte da liberação de energia sísmica está

associada a rifts com pronunciado afinamento crustal.

Desse modo, terremotos intraplaca (IPEs, do inglês Intraplate Earthquakes)

ocorrem em resposta ao acúmulo local de tensões relacionado a feições geológicas

identificadas como LSCs, conforme a conceituação de Talwani (2017). Os IPEs podem

acontecer quando a magnitude do acúmulo no tempo do estresse local (SL) se aproxima

do estresse regional (ST). O acúmulo de SL e sua interação com ST possivelmente

resultam em uma rotação deste último. Em razão da reduzida deformação tectônica em

regiões intraplaca, das reduções de estresse associadas com os IPEs e da disponibilidade

de múltiplos LSCs, os terremotos intraplaca tendem a não ocorrer novamente nos

epicentros anteriores. Com efeito, eles “vagam” para novas estruturas,

preferencialmente no interior dos rifts. Como exemplo, pode ser citada a série de

terremotos ocorridos na North China Rift Basin, entre os anos de 1966 e 1976 (Figura

3.5). O fato de que terremotos intraplaca não se repetem no tempo e no espaço tem

consequência direta para a identificação de futuras localizações de IPEs, com

implicações para a avaliação de risco sísmico.

72

Dentre as diferentes descontinuidades intraplaca, rifts associados a regiões

crustais mais afinadas têm maior susceptibilidade à inversão em resposta ao estresse

compressional oriundo das bordas das placas. A inversão acontece preferencialmente

em zonas herdadas de fraqueza crustal. Deformações compressivas são localizadas

principalmente ao longo das falhas de borda, de falhas conjugadas e no topo do manto

soerguido na crosta inferior. Tais estruturas dentro dos rifts definem locais de

pronunciada deformação e constituem sítios potênciais para futuros terremotos.

Enquanto os terremotos nas bordas das placas estão associados a falhas bem

definidas, os IPEs se relacionam a diversos tipos de LSCs (falhas com traço curvo,

interseções de falhas, corpos ígneos rasos, etc.). Na zona sísmica de New Madrid

(Figura 3.6), a atividade ocorre a dezenas de quilômetros da interseção das falhas de

Blytheville e Reelfoot (Talwani, 2017). Dentre as feições favoravelmente orientadas em

relação ao campo de tensões regional (ST), aquelas que resultam em restrições à

Figura 3.5 – Série de terremotos intraplaca (IPEs) com magnitude (M) maior que 7,0

ocorridos entre 1966 e 1976 na North China Rift Basin, uma estrutura do tipo

“releasing stepovers” que favorece a movimentação de falhas. Tais IPEs são os

seguintes: Xingtai (X, 1966, M=7,2), Bohai (B, 1969, M=7,4), Haicheng (H, 1975,

M=7,3) e Tangshan (T, 1976, M=7,8). Fonte: Talwani (2017).

73

movimentação de falhas (restraining stepovers) apresentam as condições mais

favoráveis para o acúmulo de estresse.

Assim, o modelo apresentado em Talwani (2017) pode explicar a rotação no

sentido horário na direção do campo de tensões final (SF) na zona sísmica de New

Madrid. Esta rotação foi observada numa área de aproximadamente 50x20 km² na

vizinhança da intersecção entre a zona de falha de Blytheville e a falha de Reelfoot. Esta

conexão entre as estruturas foi interpretada como um LSC. Ademais, tal feição fica

também no topo de um “buried rift pillow” (Figura 3.7).

Figura 3.6 – Zona sísmica de New Madrid situada em uma região de “stepover” entre as

falhas Blytheville e New Madrid (com direção NE), além da falha “stepover” de Reelfoot

(orientada para NNW) e de um “buried rift pillow” (corpo máfico de alta densidade

situado na crosta inferior abaixo de alguns rifts modernos e da maioria dos rifts

continentais antigos). Modificado de Talwani (2017). BF: Blytheville Fault; NMNF:

Northern New Madrid Fault; RiF: Risco Fault; RF: Reelfoot Fault; ST: campo de tensões

regional; buried rift pillow: linha tracejada.

BF

74

O acúmulo de estresse e seu alívio em diferentes LSCs resultam em uma

sequência de terremotos em diferentes locais, em vez da recorrência em uma mesma

falha. As observações hoje de terremotos não repetidos e as investigações de paleo-

sismicidade mostram que sequências de IPEs, com algum agrupamento no tempo, são

sempre separadas por longos períodos de quiescência tectônica. Ademais, a verificação

de terremotos não repetidos sugere que, após o alívio de estresse em um particular LSC,

é improvável a ocorrência no local de algum outro terremoto alguns séculos depois, em

razão das baixas taxas de deformação e dada a disponibilidade de outros LSCs, onde a

tensão pode se acumular por milhares de anos.

3.2.1 Rotação do campo de tensões no Rift Paleozoico do Amazonas

O regime compressivo E-W no interior da Placa Sul-americana ocorre como

resultado da atuação de diferentes forças. Com efeito, as tensões derivadas da acresção

crustal na cadeia meso-oceânica, o movimento absoluto da placa e os esforços

convergentes relacionados à subducção em sua margem pacífica se orientam

aproximadamente nessa direção (Assumpção, 1992).

Nesse contexto, é interessante notar a rotação em aproximadamente 90° da

orientação do campo de tensões na Amazônia Central, que foi verificada tanto pela

análise de ovalização de poços petrolíferos (breakout analysis) como pelo mecanismo

focal de terremotos. Isso ocorre na região do Rift do Amazonas, cuja formação

aconteceu entre o Ordoviciano e o Permiano (505-245 Ma; Nunn e Aires, 1988).

Abrangendo uma extensa porção do território sul-americano, esta feição tectônica

orientada para E-W constitui um dos maiores rifts continentais do mundo, tanto que sua

área de influência controla a drenagem atual da bacia do Rio Amazonas (Zoback e

Richardson, 1996).

Nessa região, as análises de breakouts e do mecanismo focal de terremotos

indicam uma consistente orientação de NNW a NNE para a tensão horizontal máxima

(SHmax), apesar de tais técnicas amostrarem intervalos de profundidade muito diferentes.

As duas soluções por mecanismo focal disponíveis estão apresentadas na Figura 2.10

(Mapa Neotectônico do Brasil). Ambas mostram uma movimentação puramente de

empurrão em planos de falha com strike aproximadamente E-W, o que implica em uma

orientação de aproximadamente N-S para SHmax. Vale lembrar que, de acordo com

75

Assumpção e Soares (1988), no sismo de magnitude 5,1 ocorrido a norte de Manaus, em

14/12/1963, o eixo de compressão P apresentou azimute/plunge da ordem de 329º

(NNW)/7º (sub-horizontal). Para o sismo com magnitude 5,5 ocorrido em Codajás, em

05/08/1983, os valores de azimute/plunge para o eixo P foram 14° (NNE)/10° (sub-

horizontal).

Ambos os terremotos ocorreram ao longo da margem norte do Rift do Amazonas

e são anomalamente profundos (45 km e 23 km, respectivamente) para a sismicidade

intraplaca. A análise de breakouts em quatro poços da Província Petrolífera de Urucu, a

oeste, perfurados em sedimentos paleozoicos (profundidade de 2,0 a 2,6 km), forneceu

como resultado uma orientação média para SHmax de N15° ± 10° E. Isto sugere que um

esforço compressional horizontal máximo com direção aproximadamente N-S ocorre

em toda a crosta rúptil (Zoback e Richardson, 1996).

Talvez a característica geofísica mais marcante do Rift do Amazonas seja uma

cadeia de altos gravimétricos Bouguer (aproximadamente +40 a +90 mGal) que

coincide, grosso modo, com o eixo de máxima espessura sedimentar (Nunn e Aires,

1988). Tais máximos gravimétricos são flanqueados por baixos gravimétricos da ordem

de -40 mGal. A modelagem desses dados demonstrou que a zona, variando de 100 a 200

km de largura, com elevados valores gravimétricos poderia ser associada a rochas mais

densas na parte baixa da crosta (Figura 3.7). Por sua vez, os baixos gravimétricos em

seus flancos foram relacionados com o preenchimento da bacia e com os efeitos do

abatimento flexural da crosta. Nunn e Aires (1988) concluíram que, nesta região, a

crosta continental inferior foi substituída por um material mais denso em mais da

metade da sua espessura original de 45-50 km.

Assim, o rift pillow formou-se como um corpo de alta densidade na crosta

inferior provavelmente durante o episódio de rifteamento do Amazonas, quando foi

equilibrado isostaticamente (pelo menos em parte) por um afinamento no manto

litosférico. Depois de terminado tal evento tectônico, a litosfera gradualmente esfriou e

se tornou mais espessa; a carga do rift pillow deve ter sido estaticamente apoiada pela

resistência à flexão da litosfera e, de fato, poderia ter contribuído para a subsidência

pós-rifte. A rotação das tensões na região do Rift do Amazonas pode ser explicada pela

superposição de uma fonte local de estresse relacionada com o rift pillow ao campo de

tensões regional (Zoback e Richardson, 1996).

76

O padrão geral de tensões calculado a partir do modelo de elementos finitos

desenvolvido pelos citados autores para esse contexto geológico prevê: compressão

máxima diretamente acima do rift pillow, tensão máxima não-litostática abaixo da

carga, plano neutro nas proximidades do meio da litosfera e tensões de polaridade

oposta nos flancos das depressões flexurais. As tensões de compressão maiores para

este modelo ocorrem perto da superfície do terreno acima do rift pillow. Estresses

tensionais não-litostáticos de magnitude comparável se desenvolvem abaixo do rift

pillow na litosfera inferior. Por fim, os esforços diminuem rapidamente para o exterior

do rift soterrado.

Essa modelagem de elementos finitos indica, portanto, que o suporte do rift

pillow gera tensões de compressão horizontais, acima do plano neutro, que são normais

ao eixo do Rift Paleozoico do Amazonas, o que é consistente com as informações

referentes aos terremotos de Manaus e Codajás.

Figura 3.7 – Sismicidade e dados de estresse na região amazônica. Setas

convergentes indicam a orientação do eixo P para os terremotos de Manaus

(M) e Codajás (C). A área rachurada no Médio Amazonas representa a cadeia

de altos gravimétricos Bouguer que corresponde, grosso modo, à localização

de material mais denso na crosta inferior, segundo a concepção de Nunn e

Aires (1988). Modificado de Assumpção (1992)

Bacia Amazonas

C

M

77

Cabe ainda mencionar o trabalho de Veloso (2014), no qual foram combinadas

informações históricas da Amazônia datadas de 300 anos com estudos sismológicos. Tal

abordagem permitiu caracterizar um terremoto ocorrido em 1690, o maior evento

sísmico que atingiu o Brasil desde sua colonização.

O provável epicentro desse tremor se localizou na margem esquerda do Rio

Amazonas, aproximadamente 45 quilômetros a jusante de Manaus. Em 1691, de

passagem pela área epicentral, um missionário encontrou testemunhas do terremoto e

observou marcantes modificações na topografia e na vegetação ao longo da margem

fluvial. Um ano depois, outro religioso confirmou a ocorrência do evento sísmico e foi

informado de que surgiram grandes ondas no rio, as quais alagaram aldeias indígenas.

A violência do terremoto espalhou ondas sísmicas pela floresta e balançou

construções silvícolas a mais de mil quilômetros de distância. Segundo Veloso (2014), o

cálculo dos parâmetros sísmicos indicou uma magnitude estimada de 7 e intensidade

sísmica de IX, bem como uma área de percepção de 2 milhões de km2. Os danos no

terreno foram observados pelos padres tanto nas margens dos rios como em terra firme;

à luz do conhecimento atual, isso poderia representar uma área de liquefação superior a

300 km2 em torno do epicentro. De acordo com o citado autor, este cenário implica que

o risco sísmico nesta região é mais significativo do que o indicado em estudos

anteriores.

O terremoto descrito por Veloso (2014) ocorreu na região dos sismos de Manaus

(1963) e Codajás (1983). Sua localização espacial pode indicar, portanto, uma

associação causal com a zona de alta densidade na crosta inferior representada pela

cadeia de altos gravimétricos (Figura 3.8). Além disso, a proximidade geográfica

relativa entre o terremoto de 1690 e os tremores de 1963 e 1983 sugere o mesmo

mecanismo de falha de empurrão para todos eles.

78

Ao comentar o diagrama acima, Veloso (2014) observou que o epicentro do

terremoto em Codajás (1983) se localiza fora da área abrangida pelo trend E-W de altos

gravimétricos. No entanto, é possível que o hipocentro de tal sismo se encontre na

periferia do largo e extenso corpo intrusivo associado a essa feição geofísica. Tal fato é

coerente com os resultados de modelagens efetuadas por Zoback e Richardson (1996),

nas quais os efeitos flexurais das cargas crustais atingem algumas centenas de

quilômetros.

Figura 3.8 – Bloco diagrama ilustrando a configuração inferida da seção crustal em torno

dos três terremotos intraplaca principais da Amazônia. A área rosa corresponde ao Escudo

das Guianas e a porção amarela à Bacia do Amazonas. A linha sólida cinza ilustra o trend

E-W de altos gravimétricos e os círculos vermelhos são os eventos sísmicos. As setas fora

do diagrama ilustram a orientação geral da tensão horizontal máxima (SHmax) dos

mecanismos de falha reversa dos terremotos de 1963 e 1983. A profundidade do pacote

sedimentar, a crosta superior e inferior, a topografia do manto e o corpo intrusivo são

inferidos de Nunn e Aires (1988). A estrela indica a profundidade focal de 23 km do tremor

de 1983. Fonte: Veloso (2014).

79

3.3 Shuttle Radar Topography Mission (SRTM)

A agência americana NASA (National Aeronautics and Space Administration),

em colaboração com o Centro Aeroespacial Alemão (DLR) e com a Agência Espacial

Italiana (ASI), lançou, no mês de fevereiro do ano 2000, a missão STS-99, denominada

Shuttle Radar Topography Mission (SRTM).

Tal iniciativa teve 11 dias de duração e gerou como resultado um modelo digital

de elevação (MDE) global, abrangendo o planeta na faixa de latitudes entre +/- 60°

(https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/dataprod.htm).

Durante a missão, foram adquiridos dados SAR (Synthetic Aperture Radar) nas

bandas C e X, empregando, para cada banda, dois pares de antenas instaladas a bordo do

ônibus espacial Endeavour. Em um determinado par, uma antena se localizava no

compartimento de carga útil do Endeavour, enquanto a outra ficava no final de um

mastro de 60 metros que se estendia a partir do ônibus espacial. Os dados assim

coletados foram processados com o emprego de técnicas interferométricas (Rabus et al.,

2003). O MDE de maior resolução foi confeccionado com dados na banda C e é

fornecido em coordenadas geográficas, com espaçamento horizontal de um arco

segundo (30 metros) e o valor de elevação dado em metros.

O modelo de elevação digital global de 1 arco segundo (30 metros) está

disponível no site do United States Geological Survey (USGS) e só foi liberado

inicialmente no território dos Estados Unidos. Para grande parte do resto do mundo,

apenas dados de 3 arco segundos (90 metros) podiam ser acessados. Em 2014, o

governo americano disponibilizou um MDE global de 1 arco segundo (30 metros).

Na presente pesquisa foram utilizados os dados de 3 arco segundos (90 metros),

tendo em vista que o produto final foi apresentado na escala 1:750. 000. Os dados da

missão SRTM podem ser baixados no site

(https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/dataprod.htm).

https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/dataprod.htm

80

3.3.1 Exemplo de análise morfoestrutural avançada utilizando dados SRTM na

área do Lineamento Pirapemas (Bacia de Barreirinhas)

Foi efetuada por Almeida Filho et al. (2009) uma avaliação de procedimentos

para análise morfoestrutural avançada utilizando dados obtidos pela Shuttle Radar

Topography Mission (SRTM) na área teste do Lineamento Pirapemas, Bacia de

Barreirinhas. Nessa região, existe uma feição linear de fortíssima expressão morfológica

que se encontra expressa em terrenos pós-Barreiras, em uma área de vegetação esparsa e

relevo plano. Considerou-se no citado artigo que tal lineamento representa um análogo

geológico para análises morfoestruturais a serem realizadas em rochas pós-Alter do

Chão nas bacias do Solimões e Amazonas, visto que o mesmo poderia ser estudado em

detalhe no campo em razão da ausência no local de cobertura florestal densa.

O Lineamento Pirapemas se entende por 200 km, na direção NE-SW, desde a

localidade de mesmo nome até o Parque Nacional dos Lençóis Maranhenses, onde

desaparece sob as dunas nas vizinhanças da cidade de Barreirinhas (Figura 3.9). Tal

feição divide a área investigada em dois segmentos com distintos padrões de drenagem,

arranjo altimétrico e cobertura sedimentar, apresentando notável expressão

geomorfológica na parte emersa da Bacia de Barreirinhas. Com efeito, os terrenos

situados a norte do citado lineamento exibem topografia suave e rebaixada, com

drenagem sub-paralela a sub-dendrítica, enquanto que a sul ocorre um platô dissecado,

que se caracteriza pela forte incisão dos vales e drenagem retangular, sugerindo o

controle por juntas e falhas.

81

Figura 3.9 – O Lineamento Pirapemas no contexto tectônico da parte emersa da Bacia de

Barreirinhas. Fonte: Almeida Filho et al. (2009).

No estudo elaborado por Almeida Filho et al. (2009), procurou-se identificar um

possível controle do Lineamento Pirapemas na evolução da paisagem atual, analisando

de forma conjunta o modelo digital de elevação (MDE) da SRTM, dados geológicos de

superfície, determinações geocronológicas (luminescência térmica e luminescência

opticamente estimulada), bem como dados geofísicos (gravimétricos e sísmicos). A

manipulação dessa base de dados demonstrou a influência de tal feição linear na

sedimentação quaternária da área de estudo, realçando a importância de reativações

neotectônicas em áreas situadas ao longo de margens continentais passivas.

O MDE da SRTM mostrou que aquela área de estudo é caracterizada por uma

topografia plana, com altitudes variando gradualmente do nível do mar até cerca de 110

metros de altitude (Figura 3.10). Em geral, a topografia decresce para norte, com o

Lineamento Pirapemas definindo dois setores com morfologias contrastantes. Terrenos

com relevo aplainado (ou seja, uma superfície menos dissecada) tipificam a porção

sedimentar a norte do lineamento. Por outro lado, um platô com altitudes acima de 80

m, marcado por vales com profunda incisão, ocorre a sul, o que sugere a atuação de

processos mais intensos de dissecação sobre uma superfície exposta à erosão por

período de tempo relativamente maior.

Plataforma de Sobradinho

Falha de Sobradinho

Depocentro Principal

Brasil

Lineamennto Pirapemas

Plataforma de Sobradinho

Oceano Atlântico

Falha de Sobradinho

Alto de Bacaba

82

Figura 3.10 – Modelo digital de elevação (MDE) da SRTM na área do Lineamento

Pirapemas (Almeida Filho et al., 2009). Como indicado no perfil A-B, as altitudes

decrescem em direção a norte. O Lineamento Pirapemas define um contato abrupto entre

dois setores com morfologias contrastantes: o setor norte é caracterizado por uma superfície

relativamente lisa e o setor sul consiste de um terreno profundamente dissecado.

Além de tais distinções morfológicas, a rede hidrográfica também difere em

ambos os lados do Lineamento Pirapemas (Figura 3.11). Com efeito, a densidade de

drenagem é consideravelmente mais baixa a norte do lineamento, constituindo canais

dispostos segundo padrões sub-paralelo a sub-dendrítico. Alternativamente, um padrão

de drenagem tipicamente retangular prevalece mais a sul, com cursos d’água

majoritariamente retilíneos e conectados em ângulos retos. Tais características sugerem

que esta área foi fortemente afetada por atividades tectônicas, com canais estabelecidos

ao longo de falhas e juntas. Deve-se notar que muitos desses canais são paralelos ao

Lineamento Pirapemas, o que indica seu comportamento como uma feição

tectonicamente ativa, com papel relevante na evolução da paisagem. Em contraste, rios

com controle estrutural são praticamente ausentes no setor norte da área de estudo.

Lineamento

Pirapemas

Oceano Atlântico

83

Embora nesse local também se encontrem cursos d’água paralelos ao Lineamento

Pirapemas, eles são raros e, em sua maioria, distribuídos em sua vizinhança a NE e SW.

Figura 3.11 – Configuração da rede de drenagem na área estudada por Almeida Filho et

al. (2009), na qual ocorrem dois setores com distintos padrões separados pelo Lineamento

Pirapemas.

Esse contexto geomorfológico é sugestivo de que depósitos sedimentares pouco

espessos, aflorando a norte do Lineamento Pirapemas, sejam mais jovens que as

camadas expostas no setor sul da região investigada. Muito provavelmente, os pacotes

se acumularam no setor norte devido à tectônica que deu origem às falhas e juntas no

setor sul. A topografia mais rebaixada do setor norte indica que o mesmo subsidiu em

relação ao setor sul. A baixa densidade de drenagem e o relevo plano do setor norte

reforçam tal hipótese. Portanto, a área localizada a sul do Lineamento Pirapemas é

aparentemente mais velha do que aquela situada a norte, tendo sido afetada pela

tectônica, que deu origem a muitas falhas e juntas que impuseram um forte controle na

drenagem moderna. O fenômeno de subsidência ocorreu no setor a norte do lineamento.

Tal processo teria criado novo espaço para acomodar uma cobertura sedimentar mais

jovem e menos espessa, ainda não dissecada, que permaneceu plana e com textura lisa.

Finalmente, segundo o estudo de Almeida Filho et al. (2009), é importante

registrar que o Lineamento Pirapemas intercepta o Arco Ferrer-Urbano Santos, que

Oceano Atlântico

84

define o limite meridional da Bacia de Barreirinhas, nas proximidades da sede do

município de Belágua, no Maranhão (Figura 3.9).

Conforme reportado pela Universidade Estadual do Maranhão (UEMA), em 03

de janeiro de 2017, por volta de 9h50min, esse estado da federação sofreu um terremoto

com magnitude de 4,7 na escala Richter (http://www.uema.br/2017/01/terremoto-no-

maranhao/). Com esta intensidade, o sismo é classificado como ligeiro, ocasionando

tremor notório de objetos no interior de habitações e ruídos de choque entre objetos,

dentre outros pequenos movimentos vibratórios. Danos importantes nestes casos são

pouco comuns. De acordo com o Centro Nacional de Sismologia da USP, o epicentro do

terremoto ocorreu justamente na cidade de Belágua.

Tal fato sugere que (1) a interseção do Lineamento Pirapemas com o Arco

Ferrer-Urbano Santos atuou como um “Local Stress Concentrator”, na conceituação de

Talwani (2017), e que (2) locais de concentração de estresse podem ser identificados em

rochas pós-Alter do Chão, nas bacias do Solimões e Amazonas, empregando a

abordagem proposta por Almeida Filho et al. (2009) para a análise de dados SRTM na

Bacia de Barreirinhas.

85

CAPÍTULO 4 – METODOLOGIA

4.1 – Materiais

Os materiais utilizados para o desenvolvimento da pesquisa foram os seguintes:

• Dados da missão SRTM disponíveis para serem baixados gratuitamente no site:

http://edcsns17.cr.usgs.gov/NewEarthExplorer/http://www.relevobr.cnpm.embra

pa.br/download/am/sb-20-v-b.htm;

• Máscara SWBD disponível em http://edcsns17.cr.usgs.gov/NewEarthExplorer/,

no formato vetorial shapefile;

• Bases temáticas digitais e georreferenciadas do Projeto PIATAM, Projeto

Geodiversidade da Amazônia, EMBRAPA e CPRM;

• Dados físicos, ambientais e sócio–econômicos do PIATAM, Petrobras, CPRM,

IBGE e Projeto Geodiversidade da Amazônia;

• Software Arc Gis 10.2, utilizado para manipulação, visualização e extração de

informações a partir dos dados da missão SRTM referentes à declividade,

hipsometria, drenagem e curvas de nível, assim como para a elaboração de

mapas temáticos e sua posterior documentação;

• Software PCI, empregado para classificar a superfície do terreno e filtrar alguns

pixels cujos valores se apresentavam discrepantes nos MDE da missão SRTM;

• Software Global Mapper 13, usado para visualização dos mosaicos SRTM,

facilitando a tarefa de interpretação do relevo da área de estudo;

• Base digital com a delimitação do poliduto Urucu- Coari–Manaus e sua área de

influência;

86

• Mapa Neotectônico do Brasil, cuja elaboração foi coordenada pelo Centro de

Pesquisas e Desenvolvimento Leopoldo Américo Miguez de Mello (CENPES)

da Petróleo Brasileiro S.A. (PETROBRAS).

87

4.2- Métodos

A metodologia adotada, em linhas gerais, abrangeu tarefas de processamento e

manipulação de dados da missão SRTM e sua integração com bases cartográficas

temáticas, desdobrando as etapas destacadas pelo fluxograma simplificado da Figura

1.2. Estas etapas compreendem os ajustes dos mosaicos SRTM, a elaboração de curvas

de nível, a confecção dos mapas hipsométrico, de declividade e drenagem, além da

adoção dos procedimentos propostos pela Associação Pan-Americana da Saúde

(PAHO) para avaliar a vulnerabilidade ao risco sísmico na Amazônia através de sua

integração com dados da literatura. A metodologia proposta para o desenvolvimento da

pesquisa, a ser explicada a seguir, está expressa no fluxograma detalhado da Figura 4.1.

88

Figura 4.1 – Fluxograma detalhado da metodologia proposta.

Aquisição dos dados e informações (MDE da SRTM, bases de cartografia temática e informações da literatura) necessários à pesquisa.

Processamento dos dados: tratamento e

manipulação digital dos produtos derivados do

MDE da missão SRTM

Integração dos produtos derivados da missão

SRTM e dos mapas temáticos em ambiente SIG

Geração de Produtos derivados da SRTM: mapa

de hipsometria, mapa de declividade, mapa de

drenagem, mapa de lineamentos e curvas de

nível

Análise quantitativa para o cálculo do

risco sísmico através de álgebra de

mapas e de relacionamentos espaciais

Definição da metodologia e dos parâmetros para expressar os diferentes aspectos do risco sísmico no Poliduto Urucu-Coari-Manaus utilizando um Sistema de Informações Geográficas (SIG)

Confecção do produto final em escala

regional (1: 750.000)

Identificação de agrupamentos de

Local Stress Concentrators (LSCs)

visando à identificação de zonas de

atenção especial

89

Cabe registrar que a metodologia empregada foi dividida em várias etapas. Na

primeira, foi efetuado o levantamento das informações na literatura pertinentes à

pesquisa; a segunda consistiu na elaboração dos produtos que auxiliaram no cálculo do

risco sísmico, tais como o mapa hipsométrico, mapa de declividade, mapa de drenagem,

de falhas geológicas, etc. A terceira etapa constou da definição da metodologia para

calcular o grau de vulnerabilidade ao risco sísmico, seguindo os conceitos colocados

pela PAHO e tendo por base os produtos que foram elaborados a partir dos dados da

missão SRTM e sua integração com as informações preexistentes. Na quarta etapa, foi

realizada a interpretação dos produtos gerados para calcular a vulnerabilidade ao risco

sísmico e também a identificação das áreas de concentradores locais de stress (LSC´s),

segundo a metodologia proposta por (TALWANI, 2017). Tal mapeamento permitiu a

identificação de uma zona de atenção especial no traçado do poliduto Urucu-Coari-

Manaus.

No levantamento bibliográfico e de bases cartográficas, foram obtidos mapas,

tabelas, cartas e imagens, além do posicionamento do poliduto e de sua área de

influência, como também informações sobre eventos sísmicos da região. Foram ainda

reconhecidos os trabalhos de maior relevância para a pesquisa, dentre os quais se

destacam: o livro que aborda a avaliação do risco sísmico na perspectiva da Engenharia

Geológica (VALLEJO & FERRER, 2011); o trabalho de Zoback e Richardson (1996)

sobre o campo de estresse no Rift do Amazonas; o documento sobre diretrizes para

análise de vulnerabilidade e mitigação de desastres naturais em sistemas dutoviários

como consequência de terremotos elaborado pela Organização Pan Americana da Saúde

(PAHO, 1998); a dissertação sobre detecção de áreas vulneráveis à erosão no trecho do

gasoduto Coari-Manaus (SILVA, 2008); a tese sobre a caracterização geomagnética do

Gráben Purus e suas implicações na evolução das bacias do Solimões e do Amazonas

(MUNIS, 2009); o artigo de Assumpção et al. (1985) sobre o sismo de Codajás; o artigo

sobre a natureza dos terremotos intraplaca e sua relação com as concentrações locais de

stresse (TALWANI, 2017); informações sobre a base de dados do projeto PIATAM,

além da utilização da base de dados do projeto Geodiversidade do Estado do Amazonas

(2010), elaborado pela CPRM em parceria com a EMBRAPA e IBGE; o Mapa

Neotectônico do Brasil, elaborado sob a coordenação da Petrobras/ CENPES.

Desse modo, os produtos cartográficos utilizados na pesquisa foram: mapa

geomorfológico (CPRM, 2010) na escala 1: 100. 000; mapa geológico (CPRM, 2010)

na escala 1: 100.000; máscara SWBD (Shuttle Water Body Data) (NASA, 2014); mapa

90

pedológico (CPRM, 2010) na escala 1: 100.000; mapa de falhas geológicas (CPRM,

2010) na escala 1: 100.000; mapa de lineamentos magnéticos (MUNIS, 2009) na escala

1: 100.000; Modelo Digital de Elevaçao (MDE) da missão SRTM com resolução de 90

m. (NASA, 2012); base cartográfica com a delimitação do traçado do poliduto Urucu-

Coari-Manaus na escala 1: 100.000 e “buffer” de sua área de influência (PIATAM,

2007); Mapa Neotectônico do Brasil (CENPES & CPRM, 2014). Tais produtos foram

reprojetados para um sistema de coordenadas geográficas, utilizando como referência o

Datum WGS 84. (Tabela 4.1)

Tabela 4.1- Bases de Dados Utilizadas na Elaboração do Trabalho (coordenadas

geográficas; Datum WGS 84).

Mapa Escala Fonte Ano

Geomorfologia 1: 100.000 CPRM 2010

Geologia 1: 100.000 CPRM 2010

Pedologia 1: 100.000 EMBRAPA 2010

Mascara SWBD 1: 100.000 NASA 2014

Mapa Neotectônico do

Brasil

1: 5.000.000 CENPES e CPRM 2014

Falhas geológicas 1: 100.000 CPRM 2010

Lineamento magnético 1: 100.000 MUNIS 2009

Poliduto com a

delimitação de sua área de

influência

1: 100.000 PIATAM 2007

MDE da missão SRTM Resolução 90 m NASA 2014

4.2.1 Cálculo da Vulnerabilidade ao Risco Sísmico

Na terceira etapa da pesquisa, foi estabelecida a metodologia para estimar a

vulnerabilidade do poliduto Urucu-Coari-Manaus a eventos sísmicos, que é expressa

através da estimativa de danos nas tubulações como consequência de terremotos

intensos. Esta metodologia tomou por base os procedimentos sugeridos pela

Organização Pan-Americana da Saúde, através do programa de mitigação de desastres

91

naturais em sistemas de água e saneamento (PAHO, 1998). A abordagem inclui a

definição de fatores de risco, os quais levam em consideração algumas variáveis, tais

como o tipo de solo, a capacidade de drenagem, a declividade e a proximidade com

falhas geológicas.

4.2.1.1 – Avaliação do Risco Sísmico

Em primeiro lugar, deve-se atribuir um fator de risco pelo tipo de perfil de solo

(FSPT), conforme mostrado na Tabela 4.2. Esses valores podem ser 1,0 para um perfil

de solo rochoso, 1,5 para solos bem consolidados e 2,0 para solos macios. A seguir,

define-se o fator de risco para o potencial de liquefação do solo (FPSL), como

ilustrado na Tabela 4.3. Os valores possíveis são 1,0 para baixo risco, 1,5 para risco

moderado e 2,0 para alto risco. Finalmente, designa-se o fator de risco para o

deslocamento permanente do solo (FPDS), o qual, como no caso anterior, varia de 1,0

para baixo risco, 1,5 para risco moderado e 2,0 para alto risco (Tabela 4.4).

De acordo com a metodologia da PAHO (1998), o fator de risco sísmico (SHF)

da região em investigação é caracterizado pelo produto SHF = FSPT x FPSL x FPDS

(Equação 4.1)

Assim, os valores de SHF inferiores a 2 são considerados de baixo risco sísmico;

entre 2 e 4, de risco sísmico moderado; iguais ou maiores que 4, de alto risco sísmico.

Tabela 4.2 - Fator de risco pelo tipo de perfil de solo (FSPT)

Perfil do solo Descrição FSPT

Rochoso Estratos rochosos ou solos

muito consolidados com

propagação de ondas acima

de 750 m/s

1,0

Duro Solos bem consolidados ou

solos macios com

profundidades inferiores a 5

metros.

1,5

Macio Camadas de solos macios

com profundidade superior a

10 metros.

2,0

Fonte: Associação Pan-Americana da Saúde (PAHO, 1998).

92

Tabela 4.3 - Fator de risco para o potencial de liquefação do solo (FPSL)

Risco de Liquefação Descrição FPSL

Baixo Solos bem consolidados e

com alta capacidade de

drenagem, cujos estratos

adjacentes não têm teor de

areia apreciável

1,0

Moderado Solos com capacidade de

drenagem moderada, cujos

estratos adjacentes

apresentam teor de areia

moderado

1,5

Alto Solos mal drenados com

lençol freático elevado, cujos

estratos adjacentes exibem

alto teor de areia; deltas de

rios e depósitos aluviais

2,0


93

Tabela 4.4 - Fator de risco para a deformação permanente do solo (FPDS)

Risco Descrição FPDS

Baixo Solos bem consolidados, com

baixa declividade,

preenchimento bem

compactado e distantes do

leitos de rios ou falhas

geológicas

1,0

Moderado Solos consolidados, com

declividade menor que 25%,

preenchimento compactado e

próximos do leito de rios ou

falhas geológicas

1,5

Alto Solos mal consolidados, com

declividade acima de 25%,

com localização próxima do

leito de rios ou falhas

geológicas

2,0


4.2.1.2 – Estimando a Vulnerabilidade

De acordo com a metodologia proposta pela PAHO(1998), a vulnerabilidade de

sistemas dutoviários à atividade sísmica é expressa pelo número esperado por

quilômetros de rupturas. Um exemplo de quebras causadas por um terremoto em

tubos de ferro fundido para diferentes graus de intensidade Mercalli é apresentado na

Tabela 4.5. Tais valores são atribuídos a danos oriundos da (1) propagação de ondas

sísmicas apenas e (2) propagação de ondas sísmicas e deformação permanente do

solo. Esses são chamados pela PAHO (1998) de índices básicos de dano e dependem

do fator de risco sísmico (SHF) calculado no item anterior. Na Tabela 4.5, a

intensidade Mercalli mínima considerada na determinação do índice básico de dano é

VI, que corresponde a um cenário de dano moderado.

94

Tabela 4.5 – Índices básicos de dano e sua relação com o fator de risco sísmico (SHF)

e os graus de intensidade Mercalli.

Intensidade Mercalli Índice básico de dano (rompimentos da tubulação por km)

SHF (*) <2 SHF (*)≥2

VI 0,0015 0,01

VII 0,015 0,09

VIII 0,15 0,55

IX 0,35 4,00

X 0,75 30,0

(*) Fator de Risco Sísmico


Para o cálculo da vulnerabilidade sísmica, a PAHO (1998) recomenda a adoção

dos seguintes passos:

• Selecionar o índice básico de dano conforme exibido na Tabela 4.5;

• Se a tubulação não for de ferro fundido, é aconselhável usar o fator de correção

indicado na Tabela 4.6.

Tabela 4.6 - Fator de correção por material do índice básico de dano.

Material Fator de Correção

Aço 0,25

Ferro Fundido 1,00

PVC 1,50

Cimento amianto 2,60

Concreto reforçado (cimento

armado)

2,60


Esses fatores podem ser afetados pelo estado geral do duto ou pelos anos de uso,

o que deve influenciar o julgamento do profissional responsável pela avaliação. Para

tubulações velhas, ou que apresentem condições precárias, os valores da Tabela 4.5

podem aumentar até 50%. Se seu status for considerado médio, essa porcentagem não

95

deve exceder 25%. Para tubos em boas condições, não é necessário modificar os valores

na Tabela 4.5.

Segundo a PAHO (1998), dados hoje disponíveis indicam que os dutos com

diâmetros menores tendem a ser mais vulneráveis. Um aumento no fator de correção de

até 50% pode ser aplicado para tubos de 75 mm de diâmetro ou menores. Por sua vez, o

fator de correção para tubos entre 75 mm e 200 mm pode aumentar até 25%. Para tubos

com diâmetros superiores a 200 mm, os valores da Tabela 4.5 não devem ser

aumentados.

Para ilustrar o cálculo do número de rompimentos em tubos por quilômetro, o

seguinte exemplo é apresentado pela PAHO (1998). O duto está localizado em uma área

onde são esperados terremotos que medem IX na intensidade Mercalli. A tubulação é de

concreto armado, relativamente nova e se encontra em boas condições. Além disso, tem

500 mm de diâmetro e 15,5 km de comprimento. Três seções dessa dutovia estão

sujeitas aos seguintes três níveis de risco sísmico (conforme apresentado na Tabela 4.5):

• Seção 1: 1,8 km de comprimento em áreas de baixo risco sísmico (SHF < 2);

• Seção 2: 12,7 km de extensão em área de risco sísmico moderado (SHF >2);

• Seção 3: 1,0 km de comprimento em áreas de alto risco sísmico (SHF >2).

O total esperado de rompimentos por quilômetro é dado por: (1,8 x 0,35 x 2,60) + (12,7

x 4,00 x 2,60) + (1,0 x 4,00 x 2,60) = 144 rompimentos / km.

Se os tubos fossem de aço flexível, o número de falhas calculadas por quilômetro seria

dez vezes menor, ou seja, 144 x (0,25/2,60) = 14 rompimentos/ km.

No entanto, verifica-se que o produto do comprimento da seção (km) pelo índice

básico de dano (rompimentos do duto/km) pelo fator de risco sísmico (adimensional)

tem seu resultado expresso em rompimentos apenas (visto que km x rompimentos/km =

rompimentos) e não rompimentos/km como expresso em PAHO (1998). Assim, tal

correção será introduzida na presente tese.

A metodologia proposta pela PAHO (1998) pode agregar valor às práticas

adotadas no Brasil, onde existe uma norma nacional para tais casos, a ABNT NBR

15421 – Projetos de Estruturas Resistentes a Sismos – Procedimento (2006). Entretanto,

esta norma não se aplica a estruturas especiais, tais como pontes, viadutos, obras

hidráulicas, tanques e instalações offshore, dentre outras. Para estas, segundo Nobrega e

Nobrega (2016), não há outro documento nacional balizador de projeto.

Nobrega e Nobrega (2016) discutiram a importância das atividades sísmicas nas

análises das estruturas civis, fazendo uma avaliação do mapa de perigo sísmico

96

apresentado pela NBR 15421. Segundo tais autores, o país é dividido pela citada norma

em cinco zonas sísmicas, as quais são apresentadas na Figura 4.2. Verifica-se que

grande parte do território brasileiro integra a zona 0, para a qual o perigo sísmico é

considerado muito baixo, embora alguns dos terremotos mais intensos do Brasil tenham

nela ocorrido. Por sua vez, a Tabela 4.7 exibe a associação das zonas sísmicas às

acelerações indicadas na NBR 15421. Os valores aí atribuídos se distribuem no

intervalo entre 2,5% e 15% de “g” (aceleração da gravidade). Tais valores referem-se a

terrenos de rocha, onde não há amplificação sísmica pelo solo.

Tabela 4.7 – Zonas sísmicas e variáveis associadas.

Fonte: Nóbrega e Nóbrega (2016)

MFHE= método das forças horizontais equivalentes; ME= método espectral;

MHAT= método do histórico de aceleração no tempo.

A NBR 15421 define ainda as “categorias sísmicas” para as estruturas, em

função da zona sísmica onde foram construídas (Tabela 4.7). Como já mencionado,

grande parte do Brasil está incluída na zona 0. De acordo com Nobrega e Nobrega

(2016), embora exista a indicação da aceleração correspondente (2,5 % g) a tal zona, a

NBR 15421 indica expressamente que “para as estruturas localizadas na Zona Sísmica

0, nenhum requisito de resistência sísmica é exigido”. Assim, apenas o projeto estrutural

convencional é suficiente, não sendo necessário qualquer procedimento especial. É

importante constatar que uma parte substancial do poliduto Urucu-Coari-Manaus situa-

se na Zona Sísmica 0 definida pela NBR 15421.

Finalmente, Nobrega e Nobrega (2016) avaliaram que, em linhas gerais, a

aceleração da Zona 0, em relação à qual nenhum requisito de resistência sísmica é

exigido, está associada ao grau V da escala Mercalli modificada. Além disso, eles

afirmam que o intervalo de intensidade de I a V dessa escala é pouco relevante em

97

termos de risco sísmico. Entretanto, o terremoto de Codajás, no qual a intensidade

Mercalli chegou a atingir o valor VI nas proximidades do epicentro, mostra que o

posicionamento do Poliduto Urucu-Coari-Manaus na Zona Sísmica 0 é uma questão a

ser rediscutida.

98

99

CAPÍTULO 5 - RESULTADOS E DISCUSSÕES

Neste capítulo, serão apresentados e discutidos os produtos e resultados obtidos

a partir da metodologia descrita no capítulo anterior, que inclui uma sequência de

procedimentos necessários à consecução do objetivo da pesquisa.

5.1 – Cálculo da Vulnerabilidade ao Risco Sísmico

A presente pesquisa teve por finalidade adaptar para a região amazônica uma

metodologia da avaliação da vulnerabilidade do poliduto Urucu-Coari-Manaus ao risco

sísmico, com base no procedimento concebido pela Organização Pan Americana da

Saúde, através do programa de mitigação de desastres naturais em sistemas de água e

saneamento (PAHO, 1998). Como relatado no capítulo anterior, tal abordagem inclui a

definição de fatores de risco, que levam em consideração algumas variáveis, tais como o

tipo de solo, a capacidade de drenagem e a proximidade com falhas geológicas.

Um dos aspectos considerados na metodologia da PAHO (1998) é o fator de

risco por tipo de solos (FSPT), que leva em consideração no seu cálculo a consolidação,

a compactação e a profundidade dos mesmos. Assim, quanto mais os perfis de solo se

apresentarem compactados, ou seja, bem consolidados, menor risco eles apresentarão

aos eventos sísmicos. Como exemplo, tem-se os solos bem formados e consolidados

como os latossolos, que apresentam um valor intermediário na escala. Na área de

estudo, não existem solos rochosos, tais como os litossolos. Em contrapartida, estão

presentes solos mal consolidados e fofos, com pouca compactação que, segundo esse

sistema de classificação, são mais vulneráveis a terremotos. Esse é o caso dos neossolos

flúvicos e dos gleissolos. A Tabela 5.1 apresenta os valores de FSPT para os solos da

região investigada, cuja distribuição no espaço geográfico é exibida na Figura 5.1

100

Tabela 5.1 - Fator de risco por perfil de solos (FSPT)

Solos da Área de

Estudo

Perfil do solo Descrição FSPT

Nenhum Solo pedregoso

rochoso

Estratos rochosos bem

consolidados, solos com

propagação de ondas

acima de 750 m/s

1,0

Latossolo

Plintossolo

Argissolos

Solos resistentes/

duros

Solos bem consolidados

ou fofos com

profundidade menor do

que 5 metros.

1,5

Neossolo flúvico

Gleissolo

Espodossolo

Solos moles ou fofos Solos moles ou fofos

com profundidade

acima de 10 metros.

2,0

Modificado de Associação Pan Americana da Saúde (PAHO, 1998).

101

102

Outro parâmetro empregado é o fator de risco por potencial de liquefação do

solo (FPSL), o qual assume o valor 1,0 para solos bem consolidados, com boa

capacidade de drenagem, sem conteúdo apreciável de areia e distantes de rios, como o

latossolo, e 1,5 para aqueles com capacidade de drenagem mediana e teor de areia

moderado a baixo. Finalmente, o valor 2,0 é atribuído a solos com alto teor de areia,

lençol freático elevado, baixa capacidade de drenagem e proximidade a cursos d´água,

deltas e depósitos aluvionais. Os resultados para FPSL encontram-se ilustrados na

Tabela 5.2 e na Figura 5.2.

Tabela 5.2 - Fator de risco por potencial de liquefação dos solos (FPSL)

Solos da Área de

Estudo

Risco de Liquefação Descrição FPSL

Latossolo

Plintossolo

Argissolo

Baixo risco Solos bem consolidados

com alta capacidade de

drenagem e estratos

pouco arenosos

1,0

Espodossolo Médio risco Solos com capacidade

de drenagem moderada,

com teor de areia

moderado

1,5

Neossolo flúvico

Gleissolo

Alto risco Solos mal drenados

com lençol freático

elevado, perfis de solo

com alto teor de areia,

localizados em deltas

de rios e depósitos

aluvionais

2,0


103

104

Por fim, foi considerado o fator de deslocamento permanente do solo (FPDS),

que trata das questões relacionadas à declividade do terreno, presença ou ausência de

falhas geológicas, grau de consolidação do solo e proximidade ao leito dos rios. Os

resultados referentes a FPDS são exibidos na Tabela 5.3 e na Figura 5.3.

Tabela 5.3 - Fator de risco por deformação permanente do solo (FPDS)

Solos da Área de

Estudo

Risco de Deformação

Permanente

Descrição FPDS

Latossolo

Plintossolo

Baixo risco Solos bem

consolidados, ou com

baixa declividade, bem

compactados e distantes

de rios e falhas

geológicas

1,0

Argissolo

Espodossolo

Médio risco Solos consolidados com

declividade menor do

que 25%, compactados,

próximos de rios e

falhas geológicas

1,5

Neossolo flúvico

Gleissolo

Alto risco Solos mal consolidados,

ou com declividade

acima de 25%,

localizados próximos de

rios ou falhas

geológicas

2,0


105

106

De acordo com o processo proposto pela PAHO (1998), o fator de risco sísmico

(SHF) da área de estudo é obtido pelo produto FSPT x FPSL x FPDS. Valores inferiores

a 2 são considerados como baixo risco sísmico, entre 2 e 4 de moderado risco sísmico;

iguais ou superiores a 4 de alto risco sísmico. A Tabela 5.4 mostra a consolidação dos

resultados da classificação segundo os três fatores acima para todos os tipos de solo

presentes na região investigada. Tal resultado está distribuído no espaço geográfico

conforme ilustrado na Figura 5.4.

Tabela 5.4 – Consolidação dos resultados da classificação segundo os fatores de risco

sísmico propostos pela PAHO (1998).

Tipo de solo FSPT FPSL FPDS SHF Risco

Sísmico

Gleissolo 2,0 2,0 2,0 8,0 Alto

Latossolo 1,5 1,0 1,0 1,5 Baixo

Neossolo

Flúvico

2,0 2,0 2,0 8,0 Alto

Plintossolo 1,5 1,0 1,0 1,5 Baixo

Argissolo 1,5 1,0 1,5 2,25 Moderado

Espodossolo 2,0 1,5 1,5 4,5 Alto


107

108

5.2 – Estimativa de Vulnerabilidade

Após o cálculo do fator de risco sísmico (SHF), a etapa seguinte da metodologia

empregada na presente tese consiste em estimar o índice básico de dano, que expressa o

número de rompimentos na tubulação do poliduto. Considera-se aqui que a

infraestrutura dutoviária Urucu-Coari-Manaus está totalmente situada em uma região

com potencial de atividade sísmica moderada, como será discutido no próximo item do

texto. Assim, considera-se que nela podem ser esperados terremotos que medem VI na

intensidade Mercalli.

O primeiro passo nesse procedimento é trabalhar levando em conta a intensidade

do terremoto em conformidade com a escala Mercalli, cujos valores abrangem o

intervalo de I (nenhum dano) até X (destruição total). Na abordagem proposta pela

PAHO (1998), a menor intensidade empregada é VI. A Tabela 4.5 destaca a intensidade

mínima VI e a intensidade máxima X, bem como sua relação com o fator de risco

sísmico (SHF). Por sua vez, a Tabela 4.6 destaca o fator de correção para o tipo do

material da tubulação na área de estudo. O material empregado no poliduto Urucu-

Coari-Manaus é o aço carbono, ao qual corresponde um fator de correção de 0,25.

Considera-se aqui que o duto se encontra em boas condições, não havendo, portanto,

necessidade de modificação nos valores da Tabela 4.5. Além disso, por possuir

diâmetros maiores que 200mm, não se deve alterar os fatores de correção da Tabela 4.6.

A partir das informações acima, é possível estimar o número de rompimentos da

tubulação no poliduto Urucu-Coari-Manaus. Como o fator de risco sísmico (SHF)

encontrado na maior parte da infraestrutura foi superior ou igual a 2, com um trecho

remanescente menor que 2, sendo a intensidade Mercalli VI considerada possível para

toda a área de estudo, o índice básico de dano apontado na Tabela 4.5 equivale,

respectivamente, a 0,01 e 0,0015. Desse modo, o número total de rompimentos é

expresso pelo produto “extensão da infraestrutura x índice básico de dano x fator de

correção por material”, ou seja, os citados trechos dessa dutovia estão sujeitos aos

seguintes níveis de risco sísmico (conforme apresentado na Tabela 4.5):

Trecho 1: 167 km de comprimento em áreas de baixo risco sísmico (SHF < 2);

Trecho 2: 494 km de extensão em área de risco sísmico moderado a elevado (SHF ≥2);

O total esperado de rompimentos é dado por: (167 x 0,0015 x 0,25) + (494 x 0,01 x

0,25) ≈ 1,3, que corresponde a 2 rompimentos.

109

Tal resultado contrasta com a inserção do poliduto Urucu-Coari-Manaus na zona

0 da NBR 15421, na qual nenhum requisito de resistência sísmica é exigido (Tabela

4.7). No entanto, como visto acima, os cálculos propostos pela metodologia PAHO

(1998) indicam a necessidade da definição de alguns trechos de atenção ao longo da

citada infraestrutura, o que será tratado mais adiante no texto.

5.3 – Cenário geológico da atividade sísmica na área de estudo

5.3.1 – Tratamento e manipulação digital dos produtos derivados do MDE da

missão SRTM.

Vários produtos foram confeccionados na presente tese através do tratamento

digital dos dados SRTM e de sua integração em ambiente SIG com informações

geológicas e geofísicas. O objetivo de tal procedimento foi justificar a escolha do nível

de atividade sísmica (expresso em termos de intensidade Mercalli) considerado no uso

da Tabela 4.5. A Tabela 5.5 descreve as principais características referentes ao Modelo

Digital de Elevação (MDE) da missão SRTM utilizado na pesquisa.

Tabela 5.5 – Principais características do MDE da SRTM utilizado na pesquisa.

No desenvolvimento dos procedimentos para contextualização geológica da

atividade sísmica, os dados da missão SRTM foram manipulados para formar um

grande mosaico da região onde se insere a infraestrutura investigada. Tal produto foi

empregado devido à sua resolução adequada para estudos regionais e à sua utilidade

para o mapeamento de unidades de relevo, bem como para a delimitação da rede de

110

drenagem. Assim, porções do MDE da SRTM compuseram um retângulo com várias

quadrículas, abrangendo aproximadamente as latitudes 2º a 4º S e as longitudes 60º W a

64º W.

Sobre o mosaico acima referido, foi superposta a máscara SWBD (SRTM Water

Body Data). Seus arquivos são subprodutos da edição do Modelo Digital de Elevação

(MDE) gerado pela SRTM, cuja confecção foi efetuada para a “National Geospatial

Intelligence Agency” (NGA). Essa máscara teve por objetivo retratar corpos d’água,

sendo muito útil para a delimitação de oceanos, lagos e rios. Nesta tese, a máscara

SWBD foi empregada para discriminar os lagos e rios existentes na região em estudo

(Figura 5.5).

As informações utilizadas para o georreferenciamento dessa máscara incluem:

datum horizontal do Sistema Geodésico Mundial 1984 (WGS 84); datum vertical para o

nível médio do mar determinado pelo WGS 84; Modelo Gravitacional da Terra 1996

(EGM 96 – geóide); precisão absoluta horizontal equivalente ao erro de 20 metros

circulares; precisão absoluta vertical equivalente ao erro de 16 metros lineares (SRTM

Water Body Data Product Specific Guidance, 2003). A máscara SWBD foi obtida pela

internet através do endereço http://edcsns17.cr.usgs.gov/NewEarthExplorer/, no formato

vetorial shapefile (shp).

Os dados do MDE da SRTM foram empregados para extrair informações sobre a

rede de drenagem em detalhe, curvas de nível e seu fatiamento hipsométrico, além do

mapa de declividade. Tais produtos foram inseridos em um Sistema de Informações

Geográficas (SIG) para análise conjunta com as feições estruturais mapeadas na região

de interesse que estão disponíveis em domínio público. Vale registrar que, antes de seu

uso na geração dos citados produtos, os dados SRTM foram submetidos a um

processamento preliminar, com o objetivo de eliminar pixels com valores discrepantes.

Essa tarefa foi efetuada com o software PCI Geomática através do filtro de moda.

Neste trabalho, as curvas altimétricas foram extraídas com o intuito de se

compreender qualitativamente a dinâmica do relevo, bem como de subsidiar o estudo da

declividade local. Tais curvas foram obtidas a partir do mosaico SRTM, com o emprego

do software ArcGIS, através da ferramenta Contour, considerando um espaçamento de

20 metros entre as curvas, variando de 7 a 197 metros. O mapa de curvas de nível

(Figura 5.6) destaca as principais feições de relevo na área de estudo.

A partir da extração das curvas de nível, foi gerado o mapa de elevação ou mapa

hipsométrico (Figura 5.7), com o objetivo de auxiliar no estudo e interpretação da

111

declividade, bem como de servir como base temática para a avaliação do cenário

geológico da atividade sísmica.

Os dados de declividade foram originados a partir de grades triangulares (TIN’s)

e, em seguida, fatiados para a elaboração do mapa de classes de declive (Figura 5.8).

Esse produto tem como finalidade mostrar os valores de inclinação do terreno em

relação ao plano horizontal, subsidiando a análise das formas do relevo. Assim como o

mapa de elevação, o mapa de declividade também foi gerado no ArcGIS diretamente do

MDE da SRTM referente à área investigada.

112

113

114

115

116

O mapa de drenagem também foi elaborado através da extração direta do

mosaico SRTM (Figura 5.9). Esse procedimento foi realizado com o emprego do

software ArcGIS, através do módulo Spatial Analyst, utilizando a funcionalidade

Hydrology. Tal algoritmo segue diferentes etapas para extração das drenagens

individuais. Uma delas consiste na criação dos segmentos e na determinação da direção

do fluxo dos rios (flow direction). Além disso, gera um filtro (fill) para corrigir as

discrepâncias no sistema hidrográfico. Em seguida, o programa, produz um arquivo

raster com a acumulação do fluxo (flow accumulation). Depois de criado o raster de

drenagem, deve-se transformar esse produto em arquivo do tipo shapefile, para

visualizar sua análise em conjunto com os demais planos de informação no ambiente

SIG.

117

118

5.3.2 – Integração de dados em ambiente SIG

A plataforma ArcGIS baseia-se na estrutura de três aplicativos: ArcCatalog,

ArcMap e ArcToolbox. A utilização de tais pacotes permite desempenhar qualquer

tarefa simples ou complexa, incluindo a gestão de dados georreferenciados, a confecção

de produtos cartográficos, a análise espacial, a edição avançada de dados ou a ligação a

bases externas. É um pacote de softwares da ESRI (Environmental Systems Research

Institute), que elabora e manipula informações vetoriais e matriciais para o uso e o

gerenciamento de bases temáticas. Esse programa permite o desenvolvimento de

modelagens geoespaciais e demonstra grande flexibilidade para a confecção de layouts,

além de possuir uma ótima interface de customização, o que permite a implementação

de ferramentas novas para automatizar tarefas rotineiras. Tal ambiente computacional

foi utilizado para consolidar as informações sobre geologia e geofísica na região

investigada.

As feições geológicas regionais foram adquiridas a partir de artigos científicos e

de outras publicações disponíveis na literatura. Foram consultados os mapas geológicos

das bacias sedimentares do Amazonas e Solimões. Algumas informações foram

digitalizadas e outras obtidas diretamente do Projeto Geodiversidade da CPRM (2010),

já disponível em formato digital para inserção em ambiente SIG (Figura 5.10). Esta

etapa da pesquisa permitiu a compreensão e contextualização do cenário geológico em

escala regional, contemplando notadamente a possível reativação recente de estruturas

constituintes do arcabouço tectônico.

Tal análise foi iniciada com base no mapa da rede de drenagem apresentado na

Figura 5.9. A partir desse produto, foi possível delimitar automaticamente as bacias

hidrográficas presentes na região investigada (Figura 5.11). É possível verificar que, nas

vizinhanças do Arco de Purus, onde ocorreu o terremoto de Codajás, a margem direita

do Rio Solimões é acentuadamente estreita. Pode-se notar ainda que, em tal área, a

margem esquerda do citado curso d`água também sofre redução de sua extensão em

superfície. Tais evidências sugerem que movimentações estruturais do Arco de Purus

ainda hoje condicionam o desenvolvimento da rede de drenagem. A sul do baixo curso

do Rio Negro, que sofre controle estrutural pelo Lineamento Anavilhanas, verifica-se

que a planície aluvial do Rio Solimões é drasticamente reduzida. Esse fato também

indica a existência de atividade neotectônica nessa região.

119

120

121

A Figura 5.12 mostra o mapa hipsométrico, no qual são definidas classes

altimétricas com base nas curvas de nível geradas a partir do MDE da SRTM. Esse

produto permite a observação de feições de relevo pouco salientes na paisagem, mas

que são limitadas em grande parte por trechos escarpados nas margens dos rios. Assim,

na região investigada, encontra-se platôs, que são formas residuais de aplainamentos, e

várzeas com muitas depressões. É evidente, por exemplo, que a área a oeste da linha de

charneira da Bacia Solimões se apresenta soerguida em relação às suas vizinhanças,

indicando que tal unidade tectônica do Paleozoico possui hoje uma vocação ascensional.

A mesma tendência ocorre no Paleozoico com o Graben Invertido do Purus, de idade

proterozoica, cuja borda leste definiu a posição geográfica do Arco de Purus. De modo

contrastante, grande parte da Bacia do Amazonas ocorre atualmente em uma região

deprimida, como atesta a disposição geográfica de sua linha de charneira no mapa

hiposométrico (Figura 5.12).

É importante ainda registrar que o megacisalhamento do Solimões, desenvolvido

em um evento tectônico do Cretáceo, tem como limite oriental o Arco de Purus, o qual

serviu como anteparo à propagação da deformação para leste. De certo modo, o citado

arco parece hoje se contrapor aos esforços que soerguem a Bacia do Solimões, deixando

a Bacia do Amazonas em uma posição topograficamente mais rebaixada.

Movimentações recentes na região do Arco de Purus também exercem influência

sobre o curso do Rio Solimões, que aí sofre uma pronunciada inflexão para SE. Além

disso, existe uma ampla planície aluvial abandonada imediatamente a oeste da

mencionada feição tectônica (Figura 5.12). Isso acontece porque o Rio Solimões sofre

captura nas cercanias da cidade de Coari (Figura 5.13) e passa a seguir um trecho

aproximadamente retilíneo mais a sul com orientação WSW-ENE (Figura 5.12), o qual

coincide com uma falha no mapa da Figura 5.10.

Por sua vez, o Rio Negro é circundado por áreas relativamente mais elevadas no

limite nordeste da área de estudo (Figura 5.12) e apresenta sua margem direita

totalmente retilínea e orientada na direção NW-SE, paralelamente ao Lineamento

Anavilhanas. Além disso, sofre a jusante uma pronunciada inflexão para E-W, que

deixou um trecho de planície aluvial abandonado a SE. Como discutido no Capítulo 3,

diversos autores mencionaram na literatura científica o forte controle do baixo curso do

Rio Negro exercido pela Neotectônica. Com efeito, ocorreu nessa região um terremoto

em 1963 com magnitude 5.1. Finalmente, Almeida–Filho e Miranda (2007), analisando

122

dados do MDE da SRTM, reconheceram outro paleo-curso do Rio Negro, a oeste de sua

posição atual (Figura 5.12).

123

124

Figura 5.13 – Vista aérea com visada para sul da margem esquerda do Rio Solimões na área

de Coari, na qual as escarpas e os barrancos podem ser observados, no contexto da captura

fluvial. Fonte: (PIATAM, 2008).

Figura 5.13a – Escarpa na margem esquerda do Rio Solimões em detalhe da Figura 5.13.

Notar a embarcação como escala.

125

A Figura 5.14 exibe o mapa de declividade com sobreposição das linhas de

charneira e dos lineamentos magnéticos reconhecidos por Munis (2009) utilizando

dados aerogeofísicos. Na pesquisa desse autor, tais dados foram reprocessados e

micronivelados, aos quais se aplicou a redução ao polo, a deconvulação de Euler e a

inclinação do sinal analítico. O citado trabalho contribuiu para aumentar o

conhecimento sobre o comportamento estrutural do gráben proterozoico de Purus, de

seus limites e da sua influência na propagação de esforços tectônicos intraplaca.

Segundo Munis (2009), feições magnéticas provenientes de fontes profundas, paralelas

ao atual curso do Rio Solimões/Amazonas, evidenciam claramente a ocorrência de

atividades neotectônicas nessa região. Foram por ele identificadas diversas feições

estruturais com expressão magnética, tais como os lineamentos Anavilhanas (no baixo

curso do Rio Negro) e Solimões, as linhas de charneira das bacias Solimões e

Amazonas, além das falhas que limitam o gráben de Purus,

Foram ainda incorporadas à base de dados em ambiente SIG as falhas

delimitadas no Mapa Neotectônico do Brasil elaborado sob a coordenação da Petrobras/

CENPES, bem como aquelas definidas pelo Projeto Geodiversidade. No presente

estudo, as falhas do projeto Geodiversidade foram selecionadas em áreas com

declividade superior a 20% (Figura 5.15). Tal procedimento teve por finalidade focar o

interesse da pesquisa apenas nas feições com expressão geomorfológica. O objetivo da

compilação desse conjunto de informações sobre falhas geológicas, em articulação com

dados de declividade, foi contribuir para a identificação de zonas de concentração local

de estresse (“Local Stress Concentrators” – LSCs).

126

127

128

129

5.3.3 – Identificação de Concentradores Locais de Estresse (“Local Stress

Concentrators” – LSCs)

Segundo a conceituação proposta por Talwani (2017), um Local Stress

Concentrator (LSC) ocorre na interseção de duas estruturas geológicas, ou seja, nesses

locais há um acúmulo de energia que, quando liberada, provoca terremotos em regiões

intraplacas, como o evento sísmico ocorrido em Codajás no ano de 1983.

De acordo com o mapa de estruturas geológicas, organizado na presente tese a

partir de informações de Munis (2009), do Projeto Geodiversidade (CPRM, 2010) e do

Mapa Neotectônico do Brasil coordenado pelo CENPES (CENPES e CPRM, 2014),

foram identificados três grandes agrupamentos de LSCs na área de influência do

poliduto Urucu-Coari-Manaus (Figura 5.16). Um deles está situado a nordeste da

infraestrutura dutoviária, próximo ao Lineamento Anavilhanas de Munis (2009), onde

ocorre uma área de declividade elevada, com valores predominantemente entre 25 e

35% (Figura 5.17). Outro se encontra na região do Arco de Purus, revelando uma

tendência de alta concentração local de estresse e a consequente propensão para

atividade sísmica. Neste local, se encontram tanto diversas estruturas geológicas como

áreas com alto fator de risco sísmico (SHF ≥ 4 na Figura 5.4). Finalmente, existe o

agrupamento que abrange LSCs na Bacia do Solimões, também dentro da área de

influência do poliduto, uma vez que ocorrem aí muitas interseções entre as falhas

geológicas e destas com a linha de charneira (Figura 5.16). Tal agrupamento está

localizado a sudoeste do traçado do poliduto, em uma área de relevo com declividade

entre 16 e 30%.

Na região investigada, já aconteceram os sismos a norte de Manaus (1963) e em

Codajás (1983). Entretanto, de acordo com Talwani (2017), uma característica dos

terremotos intraplacas é que os mesmos não ocorrem no mesmo local ao longo do

tempo geológico. Assim, os LSCs que integram os três agrupamentos mencionados no

parágrafo anterior constituem sítios potenciais para eventos sísmicos, no caso de alívio

da tensão neles concentrados.

Vale lembrar, nesse contexto, o terremoto sucedido em janeiro de 2017 nas

proximidades do município de Belágua (MA), na área em que o Lineamento Pirapemas,

identificado com dados SRTM por Almeida Filho et al. (2009), intercepta o Arco

Ferrer–Urbano Santos, que define o limite meridional da Bacia de Barreirinhas,

configurando, assim, um LSC.

130

131

132

5.4 – Confecção do Mapa do Fator de Risco Sísmico (SHF) em Escala Regional

Os resultados obtidos na pesquisa aqui desenvolvida foram cartografados em sua

forma final no Mapa do Fator de Risco Sísmico (SHF), na escala 1: 750.000,

abrangendo a faixa de influência do poliduto Urucu-Coari-Manaus (Anexo I). Nele,

valores de SHF inferiores a 2 são considerados como baixo risco sísmico, entre 2 e 4 de

moderado risco sísmico e superiores a 4 de alto risco sísmico. Os corpos d’água (lagos e

rios) foram retratados com o emprego da máscara SWBD (SRTM Water Body Data).

O produto inclui ainda os epicentros dos terremotos de Manaus (1963), com

magnitude 5,1, e de Codajás (1983), com magnitude 5,5. Além disso, são localizados no

mapa os agrupamentos de Local Stress Concentrators (LSCs) da Charneira da Bacia do

Solimões (A), do Arco de Purus (B) e de Anavilhanas (C).

Propõe-se no citado mapa uma Zona de Atenção Especial (ZAE) para o trecho

do poliduto localizado em terrenos rebaixados imediatamente a oeste do epicentro do

terremoto de Codajás, com extensão de 62 quilômetros (Figura 5.18). Tal área é

considerada de alto risco sísmico (SHF≥4) e inclui LSCs do agrupamento do Arco de

Purus. Como já destacado anteriormente no texto, esse arco está tectonicamente ativo,

provocando a captura do Rio Solimões a montante da cidade de Coari, desorganizando a

configuração da rede de drenagem e servindo como anteparo aos esforços que hoje

soerguem a Bacia do Solimões a oeste de sua linha de charneira. Um terremoto de

magnitude 5,5 no agrupamento de LSCs do Arco de Purus pode afetar uma porção

considerável do poliduto, como se constata na Figura 5.17, ao se observar a isossista

correspondente à Intensidade VI de Mercalli definida em Assumpção et al. (1985) para

o sismo de Codajás.

É importante ainda registrar que ocorrem na ZAE solos mal drenados e situados

em depósitos aluviais, tais como Neossolo flúvico e Gleissolo. O lençol freático é

elevado neste local, que ademais fica inundado sazonalmente na cheia do Rio Solimões.

Pelo exposto, considera-se que é recomendável a adoção na ZAE de

procedimentos e condutas visando contemplar requisitos mínimos de resistência

sísmica. Com efeito, apenas o projeto estrutural convencional pode não ser suficiente

para evitar danos à infraestrutura neste local, no caso da ocorrência de terremotos com

intensidade Mercalli VI ou maior (Figura 5.17). Vale lembrar que VI é o menor valor de

133

intensidade Mercalli incluído na Tabela 4.5, que apresenta os índices básicos de dano e

sua relação com o fator de risco sísmico.

134

135

CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

A presente tese teve por objetivo aplicar, de modo pioneiro no Brasil, a

metodologia de avaliação de risco sísmico e de estimativa de vulnerabilidade a

terremotos de uma infraestrutura dutoviária na Amazônia. Tal procedimento foi

desenvolvido em 1998 pela Organização Pan-Americana da Saúde (PAHO, na sigla em

inglês) para analisar os danos causados nos dutos de abastecimento de água e de

esgotamento sanitário provocados por tais eventos. Esta abordagem foi concebida pela

citada instituição através de um projeto de mitigação de desastres naturais em sistemas

hídricos e de saneamento básico. Neste sentido, o método foi aqui adaptado para a área

da Amazônia onde se instalou o poliduto Urucu-Coari-Manaus, a qual é suscetível à

atividade sísmica, como verificado em 1983 no terremoto de Codajás (AM), com

magnitude 5,5 na escala Richter e intensidade VI na escala de Mercalli.

Assim, seguindo a metodologia proposta pela PAHO (1998), foram

considerados: (1) o fator de risco por tipo de solos (FSPT), (2) o fator de risco por

potencial de liquefação do solo (FPSL) e (3) o fator de deformação permanente do solo

(FPDS). Por fim, o fator de risco sísmico (SHF) é calculado pelo produto FSPT x FPSL

x FPDS.

O valor de SHF obtido ao longo do poliduto e o possível grau de intensidade

Mercalli foram considerados no cálculo do índice básico de dano, expresso pelo número

de rompimentos da tubulação por quilômetro. À região investigada foi atribuído o

índice VI de intensidade Mercalli em toda sua extensão, ou seja, o mesmo do terremoto

de Codajás (1983), em razão da atividade sísmica aí presente e do controle neotectônico

da paisagem. Para o poliduto Urucu-Coari-Manaus, o resultado encontrado foi de 2

rompimentos na infraestrutura dutoviária.

Foram ainda identificadas no trabalho as feições denominadas por Talwani

(2017) como Local Stress Concentrators (LSCs), as quais ocorrem principalmente na

interseção de estruturas geológicas. Nesses locais, há um acúmulo de energia que,

quando liberada, provoca terremotos intraplaca. Os LSCs dispõem-se em três grandes

agrupamentos na área de influência do poliduto Urucu-Coari-Manaus, quais sejam: nas

proximidades do Lineamento Anavilhanas de Munis (2009), na região do Arco de Purus

e na área da linha de charneira da Bacia do Solimões.

Os resultados obtidos na pesquisa foram cartografados no Mapa de Fator de

Risco Sísmico (SHF) e Local Stress Concentrators (LSCs), na escala 1: 750.000.

136

Destaca-se no citado mapa uma Zona de Atenção Especial (ZAE) no traçado do

poliduto, a qual se localiza em terrenos rebaixados imediatamente a oeste do epicentro

do terremoto de Codajás, onde ocorrem solos mal drenados em depósitos aluviais, tais

como Neossolo flúvico e Gleissolo. Tal área é mapeada como de alto risco sísmico

(SHF ≥ 4) e inclui o agrupamento de LSCs do Arco de Purus.

Considera-se recomendável a adoção na ZAE de procedimentos e condutas que

visem contemplar requisitos mínimos de resistência sísmica. Nesse trecho do poliduto,

apenas o projeto estrutural convencional pode não ser suficiente para evitar danos no

caso da ocorrência de terremotos com intensidade Mercalli VI ou maior.

Os resultados da presente tese se somam aos esforços que diversas instituições

têm empreendido no país em busca de modelos de zoneamento ecológico-econômico e

de desenvolvimento regional sustentável. A pesquisa mostrou que, na Amazônia Legal,

é factível obter uma metodologia de avaliação de risco sísmico e de estimativa de

vulnerabilidade da infraestrutura dutoviária a terremotos utilizando um Sistema de

Informações Geográficas (SIG) para integrar bases de dados temáticos e produtos de

sensoriamento remoto orbital.

137

CAPÍTULO 7 – BIBLIOGRAFIA

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UTILIZAÇÃO DE GEOTECNOLOGIAS NA AVALIAÇÃO DA ... · Ao professor Luiz Landau, em especial, pela confiança depositada na minha capacidade de concluir o programa de doutorado,