Correntes Turbidíticas

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CORRENTES TURBIDÍTICAS (versão preliminar) J. Alveirinho Dias (2004)
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CORRENTES
TURBIDÍTICAS
J. Alveirinho Dias
1. Fluxos Sedimentares Gravíticos
Os fluxos sedimentares gravíticos são fluxos de sedimentos
ou de misturas de água e sedimento que se deslocam devido
à acção da gravidade, sem influência significativa do meio
existente por cima desse fluxo. Frequentemente, as
partículas são sujeitas a dispersão no início da
movimentação.
Alguns destes fluxos iniciam-se muito lentamente. Outros
ocorrem de forma súbita. As velocidades são, também,
muito variáveis, podendo ser, consoante o tipo de fluxo, de
centímetros por ano a muitos quilómetros por hora.
Os principais fluxos sedimentares gravíticos são:
• Fluxos granulares (grain flows) – Nestes fluxos a
dispersão dos materiais e a manutenção destes em
suspensão é promovida pela colisão entre partículas; ao
depositarem-se podem produzir sequências
negativamente granuloclassificadas, isto é, em que na
base se depositaram as partículas mais finas e no topo as
mais grosseiras. Podem ocorrer nas vertentes inclinadas
quando os sedimentos se encontram em equilíbrio
instável, podendo ser iniciados, inclusivamente, por
actividade biológica bentónica.
• Fluxos liquificados (liquified flows) – Nestes fluxos os
grãos perdem contacto uns com os outros, sendo
dispersos e mantidos em suspensão pelos movimentos
ascendentes da água; produzem geralmente depósitos
heterométricos. Produzem-se, por exemplo, quando
sedimentos não consolidados existentes numa vertente
são instabilizados pelas vibrações causadas por um
evento sísmico.
• Fluxos detríticos (debris flow) – O fluido tem grande
quantidade de material fino em suspensão, o qual serve
de sustentáculo ao transporte em suspensão de alguns
elementos maiores. Os depósitos correspondentes são,
em geral, maciços, heterométricos e não
granuloclassificados.
• Correntes turbidíticas (turbidity currents) – Afectam
misturas turbulentas de água e sedimentos variados que,
no conjunto, correspondem a um fluido cuja densidade
global é maior do que a da água que envolve a corrente.
Cada um destes tipos de fluxo têm mecanismos de suporte
do material em suspensão específicos mas que não são
mutualmente exclusivos. Existe mesmo a convicção de que
de que, em muitos casos, vários destes mecanismos são
simultaneamente importantes. Um mesmo fluxo pode
mesmo ter dominância de mecanismos diferentes em
diferentes estádios do seu percurso. Por exemplo, uma
massa sedimentar pode entrar em liquefação devido às
vibrações causadas por um sismo e, quando começa a
descer a vertente a suspensão é mantida pela movimentação
ascensional do fluido, isto é, é um fluxo liquificado. À
medida que a mistura água – sedimento acelera ao descer a
vertente a pressão dispersiva começa a ser progressivamente
mais importante, podendo mesmo converter-se num fluxo
granular em que a carga sedimentar é mantida em suspensão
pelas colisões entre as partículas. No caso de se verificar
ainda maior aceleração o fluxo de água e sedimento começa
a ser do tipo turbulento, convertendo-se, eventualmente,
numa corrente turbidítica de alta densidade. A mistura com
a água envolvente e/ou a perda de carga sedimentar por
deposição pode converter esse fluxo numa corrente
turbidítica de baixa densidade. Se o pendor da vertente se
atenua e o fluxo começa a desacelerar, as partículas
grosseiras começam a concentrar-se na parte inferior do
fluxo, podendo mesmo verificar-se separação de fluxos,
com um inferior, mais denso e com partículas mais
grosseiras, e outro superior, menos denso e com partículas
mais finas. Neste caso, o fluxo inferior pode desacelerar
mais, designadamente devido à fricção com o fundo,
deixando de ser turbulento, passando as partículas a ser
mantidas em suspensão apenas pelo movimento ascensional
da água. Existe, assim, um fluxo liquificado (inferior) e,
eventualmente, um fluxo (superior) que continua a ter
características turbidíticas.
Fig. 1 - Classificação dos fluxos sedimentares gravíticos
subaquosos. Adaptado de Middleton e Hampton (1973).
Assim, o tipo de fluxo prevalecente na fase de deposição da
carga sedimentar pode não corresponder ao que dominou no
decurso do transporte.
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CORRENTES TURBIDÍTICAS (versão preliminar) J. Alveirinho Dias (2004)
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2. Correntes Turbidíticas
As correntes de densidade são fluxos granulares induzidos
pela gravidade, em que a densidade global do fluido
afectado é maior do que a do fluido envolvente. Os factores
responsáveis pelo aumento da densidade global desse fluido
podem ser a menor temperatura, a salinidade maior e/ou o
maior conteúdo em matéria em suspensão.
As correntes turbidíticas são correntes de densidade em que
a maior densidade global do fluido se deve a uma maior
quantidade de matéria mantida em suspensão por
fenómenos turbulentos. As colisões entre as partículas são
um factor importante de dispersão destas e da sua
manutenção em suspensão. No entanto, as movimentações
ascendentes do fluido através do conjunto de partículas é
outro factor dispersivo muito importante. Os materiais finos
em suspensão, que constituem, de certa forma, a matriz do
meio, são outro sustentáculo muito importante para que a
suspensão se mantenha.
Fig. 2 - Principais zonas turbidíticas abissais.
As correntes turbidíticas são assim designadas porque a
carga sedimentar em suspensão faz com que a água fique
muito turva. A existência de correntes turbidíticas foi
proposta nos anos 30 do século passado por Philip Kuenen
(geólogo e oceanógrafo holandês), tendo sido estudadas de
modo aprofundado, na década de 40, através de
experiências laboratoriais.
Fig. 3 - Fotografia de uma pequena corrente turbidítica
descendo a vertente continental da Califórnia. Extraído de
http://www-class.unl.edu/geol109/sediment.htm
Nos anos 50, finalmente, obtiveram-se evidências claras da
sua existência em domínio profundo. Nas décadas de 60 e
70 constatou-se que os episódios turbidíticos são bastante
frequentes nas margens continentais e que grande parte da
cobertura sedimentar existente nas planícies abissais é
constituída por turbiditos.
Quando se obtêm testemunhos sedimentares verticais (cores
ou carottes) do fundo oceânico é frequente encontrarem-se
vários turbiditos sobrepostos, muitas vezes separados por
níveis, geralmente com pequena espessura, de sedimentos
pelágicos mais biogénicos. Deve-se ter em atenção que o
tempo necessário à acumulação desses níveis mais estreitos
é muito maior (anos a séculos ou, mesmo, milénios) do que
o correspondente à deposição do turbidito (horas a dias).
As correntes turbidíticas constituem mecanismos muitoeficazes de transferência de partículas grosseiras (areia)
para o domínio profundo, frequentemente para áreas onde, à
excepção dos turbiditos, só ocorre sedimentação fina.
Observações efectuadas no campo e experimentações
laboratoriais indicam que a densidade das correntes
turbidíticas naturais pode variar entre um pouco menos do
que 1,00 a mais de 1,58. com base na densidade. É costume
dividir as correntes turbidíticas em correntes de baixa e de
alta densidade, sendo geralmente utilizado como limite
entre as duas, a densidade 1,1. Esta divisão é importante
porquanto as correntes de alta densidade podem transportar
grãos de areia em suspensão, enquanto as de baixa
densidade apenas envolvem partículas mais finas. Grande
parte das correntes turbidíticas de curta duração, que podem
ser catastróficas, têm densidades da ordem de 1,2.
2.1. Início das Correntes Turbidíticas
As correntes turbidíticas não se iniciam sem haver qualquer
mecanismo exógeno que faça com que grande quantidade
de sedimento entre em suspensão. O fluido com essa carga
sedimentar em suspensão fica, então, com uma densidade
global maior do que a do fluido envolvente, sem (ou com
muito pouca) matéria em suspensão. Este contraste de
densidade, combinado com a acção da gravidade, provoca
um fluxo turbulento que tende a manter o sedimento em
suspensão, inibindo a sua deposição e, consequentemente, a
dissipação da corrente turbidítica por perda da carga
sedimentar. A manutenção da turbulência e, portanto, da
carga em suspensão e do fluxo turbidítico, carece de uma
introdução constante de energia, a qual lhe advém da
energia potencial da corrente fluindo por uma vertente ou
canal descendente.
Os mecanismos indutores das correntes turbidíticas são
variados, podendo ser abalos sísmicos, grandes temporais,
deslizamentos de terras, deposição sedimentar rápida em
vertentes inclinadas na sequência de cheias fluviais, etc.
Muitas correntes turbidíticas iniciam-se na vertente
continental superior, próximo do bordo da plataforma. O
intenso fornecimento sedimentar proveniente da plataforma
continental, que muitas vezes conduz à formação de
depósitos em equilíbrio instável, aliado aos fortes pendores
existentes na vertente superior, criam as condições
necessárias para o desenvolvimento de episódios
turbidíticos. Qualquer dos factores acima aludidos pode,
nestas condições, originar correntes deste tipo, a quais se
descem então a vertente a grande velocidade, podendo
atingir mais de 100km/hora.
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2.2. Hidrodinâmica do Fluxo
As correntes turbidíticas são compostas por três regiões:
a) parte frontal, em geral, a mais turbulenta, e a que
contém maior carga sedimentar, que é a que avança
penetrando em água sem ou com pequena carga
sedimentar;
b) corpo, que se segue à parte frontal, onde o fluido global
apresenta condições mais ou menos uniformes;
c) cauda, onde o fluxo pode ter ainda condições
aproximadamente uniformes, mas em que a espessura
e a concentração sedimentar vão diminuindo
gradualmente com a distância à parte frontal.
A mistura com a água envolvente vai progressivamente
diluindo a parte frontal, o que provoca decréscimo da
densidade global. Por outro lado, a fricção com o fundo e
com a água envolvente diminui a velocidade do fluxo. Para
que a corrente se mantenha é necessário que se verifique
constante adição de mater ia l sedimentar .
Consequentemente, o pendor da zona onde a corrente se
desloca, bem como a constituição do fundo, são factores
determinantes na manutenção do fluxo. Devido à densidade
global e à elevada quantidade de material sedimentar em
suspensão, o que torna a corrente muito abrasiva, estas
correntes são muito erosivas na fase em que descem as
zonas com maiores pendores.
Por vezes a corrente turbidítica atinge condições que
Bagnold (1962) apelidou de auto-suspensão, isto é,
condições em que a acção da gravidade actuando sobre as
partículas gera a energia cinética suficiente para manter a
turbulência necessária para que as partículas continuem em
suspensão.
A velocidade da corrente, bem como a distância percorrida,
dependem da densidade global do fluxo e do pendor da
vertente em que este se desloca. Com uma densidade maior
do que a da água do mar envolvente, a corrente turbidítica
continua a deslocar-se até que os últimos sedimentos
acabem por se depositar na parte distal do turbidito.
A velocidade de uma corrente turbidítica não é fácil de
calcular, até porque cada uma das partes que a compõem se
desloca a velocidades diferentes. A parte frontal da corrente
desloca-se a velocidade inferior à do corpo.
A velocidade da parte frontal é matematicamente expressa
pela equação:
em que
u2 é a velocidade
CD é o coeficiente de arraste
Δρ é a diferença de densidade entre a corrente turbidítica e a
água do mar envolvente
g é a aceleração da gravidade
h é a espessura da parte frontal da corrente
Num substracto fixo, o coeficiente de arraste (CD) toma
valores entre 0,70 e 0,75. se o substracto for constituído por
areia não consolidada, o valor de CD será inferior, embora se
desconheça como determinar esse valor com exactidão. No
entanto, se a corrente for acompanhada, na base, por um
fluxo liquificado de partículas, o valor de CD torna-se
bastante maior do que 1,0.
2.3. Deposição
As correntes turbidíticas têm muitas analogias com as
correntes geradas pela escorrência superficial nas zonas
continentais emersas. Efectivamente, ambas ficam
confinadas em canais que, no entanto, vão modificando,
ambas formam lateralmente diques naturais, e ambas
depositam, de forma relativamente rápida, a carga
sedimentar que transportam assim que deixam de estar
confinadas no canal que as dirigiu.
Quando começam a perder rapidamente competência, o que
normalmente acontece assim que deixam de estar
confinadas num canal, a deposição da carga sedimentar
constrói deltas submarinos que têm semelhanças com os
deltas construídos na parte terminal dos grandes rios. Tal
verifica-se na base da vertente continental, na rampa
continental, ou nas partes proximais das planícies abissais.
2.4. Sequências de Bouma
Os depósitos turbidíticos adquirem características
diferenciadas consoante a deposição se efectua na parte
proximal ou na distal do turbidito. A deposição do material
sedimentar efectua-se em sequência, designada por
sequência de Bouma, composta por 5 níveis:
A – areia compacta, com base bem definida e topo
passando gradualmente ao nível seguinte
B – areia estruturada em lâminas paralelas
C – areia afectada por estruturas sedimentares onduladas
D – silte e argila depositados em lâminas paralelas
E – argilas correspondentes a acumulação calma e lenta
Fig. 4 - Esquema de um depósito turbidítico em domínio
profundo, com indicação dos níveis da sequência de Bouma
que se depositam em cada zona.
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Normalmente há várias sequências sobrepostas, cada uma
correspondente a um episódio turbidítico diferente. Com
frequência os turbiditos acumulam-se em grandes leques
submarinos conectados com canhões submarinos.
2.5. O Episódio turbidítico da Terra Nova
Um dos episódios turbidíticos mais bem conhecido foi o
que ocorreu na Terra Nova, em 18 de Novembro de1929,
originado na vertente continental superior ao largo de New
Brunswick (Canadá), na sequência de um sismo com
magnitude 7,2 ocorrido às 20:32 GMT. Quer quando
ocorreu o sismo, quer nas horas subsequentes,vários cabos
submarinos entraram em ruptura e deixaram de funcionar. O
sismo e as movimentações de massa subsequentes
provocaram um tsunami que vitimou 27 pessoas na
Península de Burin, na Terra Nova.
Fig. 5 - localização dos cabos submarinos existentes, em
1929, na região afectada.
Para aquilatar das consequências deste episódio refira-se
que, nessa época, o telefone e o telégrafo eram as únicas
formas rápidas e fiáveis de comunicação entre os dois
continentes. Por esta região passavam, em 1929, vinte e um
cabos submarinos de ligação telefónica e telegráfica entre a
Europa e a América, treze dos quais partiam da Nova
Escócia. Dezasseis desses cabos foram partidos nesta
ocasião. Alguns dos cabos ficaram enterrados tão
profundamente que nunca mais foram recuperados.
Na altura, o conhecimento dos fundos marinhos era
extremamente limitado, pelo que a interpretação do que
ocorreu só foi efectuada mais tarde, depois da comunidade
científica ter adquirido consciência da existência, na
Natureza, das correntes turbidíticas. A interpretação foi
facilitada pela existência de registos bastante precisos sobre
o evento sísmico, e da hora a que os diferentes cabos
submarinos deixaram de funcionar.
À luz dos conhecimentos actuais, e com base na informação
existente, é possível reconstruir a sucessão de
acontecimentos que então se verificou. As vibrações
devidas ao abalo sísmico induziram deslizamentos de terras
na vertente continental superior, cujo pendor é da ordem de
1:50, os quais provocaram a ruptura dos cabos localizados a
menor profundidade.
Estes deslizamentos provocaram uma grande corrente
turbidítica cuja velocidade, estimada com base na ruptura
do primeiro cabo presumivelmente causada por esta
corrente, era de 2250cm/s, isto é, mais de 80km/h. A
velocidade estimada da corrente turbidítica entre os dois
últimos cabos danificados, numa zona onde o pendor é da
ordem de 1:2000, é de 600cm/s, ou seja, mais de 20km/h. A
ruptura do último cabo submarino a deixar de funcionar,
localizado a 615km do epicentro do sismo inicial, verificou-
se às 09:50 GMT de 19 de Novembro, isto é, 13 horas e 17
minutos após o sismo que originou as movimentações de
massa.
Fig. 6 - corte esquemático da região afectada, com indicação
da localização dos cabos submarinos e com as velocidades
deduzidas para a corrente turbidítica.
Em 1968, trabalhos de mar efectuados nesta área
conduziram à recolha, no eixo do canhão oriental (dos dois
por onde estas correntes desceram para o domínio abissal),
de cascalhos bem calibrados, o que parece só ser justificado
por fluxos liquidificados, o que faz suspeitar da actuação de
tipos diversificados de fluxos. Os dados obtidos indicam
que cascalho com elementos com 2cm foi remobilizado,
tendo-se depositado a profundidades entre 1600 e 4500
metros. Na planície abissal, a profundidades de 5200m, o
depósito turbidítico deste evento tem 1 metro de espessura,
correspondendo a areias finas e siltes granuloclassificados.
Estima-se que o volume do material sedimentar mobilizado
nesta corrente tenha sido de cerca de 100km3. A corrente
percorreu várias centenas de quilómetros e os depósitos
turbidíticos correspondentes cobrem uma área de cerca de
100 000km2.
CORRENTES TURBIDÍTICAS (versão preliminar) J. Alveirinho Dias (2004)
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Bibliografia
Bagnold, R.A. (1962) – Auto-suspension of transported
sediment: turbidity currents. Proceedings of the Royal
Society of London, A265:315-319.
Friedman, G.M. & Sanders, J.E. (1978) - Principles of
Sedimentology. John Wiley & Sons, 792p.
http://www-class.unl.edu/geol109/sediment.htm
Middleton, G.V. e Hampton, M.A. (1973) – Subaqueous
sediment transport and deposition by sediment gravity
flows. In Stanley & Swift, eds., Marine Sediment
Transport and Environmental Management, pp. 197-218.
Middleton, G.V. e Southard, J.B. (1984) – Mechanics of
Sediment Movement. SEPM Short Course nº 3, 2nd ed.,
401p.