CORRENTES TURBIDÍTICAS

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1 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. 1

2 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 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 muito eficazes 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, 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. 2

3 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 material 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. areia não consolidada, o valor de C D 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 C D torna-se bastante maior do que 1, 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 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 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 u 2 é a velocidade C D é o coeficiente de arraste Δ ρ 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 (C D ) toma valores entre 0,70 e 0,75. se o substracto for constituído por Fig. 4 - Esquema de um depósito turbidítico em domínio profundo, com indicação dos níveis da sequência de Bouma que se depositam em cada zona. 3

4 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 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. 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, verificouse 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. 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. 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 100km 3. A corrente percorreu várias centenas de quilómetros e os depósitos turbidíticos correspondentes cobrem uma área de cerca de km 2. 4

5 Bibliografia Bagnold, R.A. (1962) Auto-suspension of transported sediment: turbidity currents. Proceedings of the Royal Society of London, A265: Friedman, G.M. & Sanders, J.E. (1978) - Principles of Sedimentology. John Wiley & Sons, 792p. 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 Middleton, G.V. e Southard, J.B. (1984) Mechanics of Sediment Movement. SEPM Short Course nº 3, 2 nd ed., 401p. 5