1. Traces of the Past
1.4. Donald Draper and the Past
Grande parte do conhecimento sobre depósitos de turbiditos foi desenvolvida a partir de trabalhos realizados em sistemas depositados em bacias antigas, relacionadas a ambientes convergentes (Mutti et al. 1999).
Cada turbidito é resultado de um evento único e, em geral, não apresenta evidências de retrabalhamento em outros processos (Walker 1992). A definição original proposta por Kuenen & Migliorini (1950) sobre sedimentação turbidítica já apresentava uma breve descrição e o mecanismo formador deste tipo de depósito: “camadas gradadas de arenitos ressedimentados por correntes de turbidez (de densidade)”. Classicamente, a monótona alternância entre arenitos com uma discordância na base e pelitos interlaminados no topo compõem a associação de fácies dos turbiditos (Walker 1992). As observações realizadas por Bouma (1962) em turbiditos da Formação Annot Sandstone, Eoceno-Oligoceno dos Alpes franceses, resultaram na definição da sequência de Bouma. Esta famosa sequência e, em menor escala, o conhecimento adquirido nos sedimentos do tipo flysch caracterizados nos Apeninos na década de 1960 formaram a base do conhecimento para a descrição e interpretação dos turbiditos.
A sequência de Bouma é composta por cinco unidades (Bouma 1962, Walker 1992, Mutti et al. 2009), com a granulometria geral decrescendo para o topo (Fig. 2.1A):
Ta – camada basal sem estrutura interna e afinamento granulométrico para o topo; Tb – camada arenosa com laminações plano-paralelas (raras laminações convolutas);
Tc – camadas com laminações plano-paralelas (raras laminações convolutas) gradam camadas com ripples;
Td – camadas de silte ou argila com laminações plano-paralelas e;
Te – pelitos depositados pelo fluxo turbidítico, cobertas por camadas ou lâminas formadas por decantação em ambiente marinho.
Segundo a concepção de Bouma (1962), quando posicionadas no espaço unidades contendo as fácies por ele caracterizadas, individualmente e em associações, se disporiam arranjadas em um cone deposicional (Fig. 2.1B). Esta distribuição decorre do fato da corrente de turbidez ser móvel, não uniforme e que desacelera com o tempo e a distância.
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Figura 2.1- A- Empilhamento estratigráfico das unidades Ta a Te definidas pela sequência de Bouma para cada
limite de área delimitada por T1 a T5, que compõem o cone deposicional. B- Croquis com o cone deposicional e os limites espaciais de T1 a T5. Modificado de Mutti et al. (2009) e Bouma (1962).
Middleton & Hampton (1973) reconhecem a complexidade do relacionamento entre as fácies e os processos deposicionais associados aos turbiditos descritos pela sequência de Bouma e desenvolvem o conceito de fluxo gravitacional, individualizando quatro tipos de fluxos com base nas diferenças de seus comportamentos. Lowe (1982) propõe um modelo em que o fluxo turbidítico se originaria a partir de fluxo detritos, na forma de corrente de turbidez de alta densidade que progressivamente se dilui. Ambos os trabalhos apontam para uma maior complexidade dos depósitos gerados quando confrontados com a concepção original de Bouma e tornaram-se marcos na evolução do conhecimento geológico acerca desta categoria de sistemas deposicionais.
Após proposta de Sanders (1965) na qual a sequência de Bouma teria origem a partir de dois fluxos com características distintas e das ideias propostas por Middleton & Hampton (1973) e Lowe (1982), Mutti et al. (1999, 2009) definem o fluxo turbidítico como uma corrente bipartida (Fig. 2.2), composta por uma parte basal com excesso de pressão de fluidos dirigida pela inércia do fluxo denso e de maior velocidade, subjacente a um fluxo turbulento de menor densidade. A inércia do fluxo denso basal é o controlador fundamental do carreamento dos sedimentos (areia, principalmente) a longas distâncias pelo sítio deposicional, antes que este fluxo perca seu excedente de pressão de fluidos e deposite sua carga. Cada fácies turbidítica representa o depósito de um conjunto sedimentar particular do fluxo gravitacional, em um local específico ao longo de seu caminho no sítio deposicional. A discriminação de fácies turbidíticas proposta por Mutti (1992) e Mutti et al. (1999) traz uma
A
Corrente de turbidez B
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aproximação entre o caráter descritivo e suas implicações genéticas ao fazer uma análise de fácies orientada pelo processo. Neste estudo, as fácies de F2, F3, F5 F6 e F7 são formadas em regime de fluxo granular (laminar), enquanto as fácies F8 e F9 são características de fluxo turbulento (Fig. 2.3).
Figura 2.2- Fluxo bipartido das correntes de densidade proposto por Sanders (1965), distinguindo o fluxo
dominantemente basal laminar, mais rápido e o fluxo turbulento superior, mais lento.
O fluxo basal mais denso possui movimento de partículas dominantemente laminar, sendo as fácies F2 e F3 compostas por grãos maiores que seixo pequeno (população A) e as fácies F5, F6 e F7 compostas por grãos entre seixo pequeno e areia grossa (população B) (Fig. 2.3).
A fácies F2 é caracterizada por um paraconglomerado com clastos da área-fonte e de pelitos erodidos do substrato da região do talude e matriz areia fina a pelítica. Com a aceleração do fluxo e incorporação progressiva de água do ambiente, o escape de fluídos aumenta na base do fluxo fazendo com que a carga de cascalho se segregue e se deposite como barras de ortoconglomerados características da fácies F3 (Mutti 1992, Mutti et al. 1999, D’Ávila et al. 2008).
A quebra granulométrica entre sedimentos da população A e B se dá por uma superfície de ultrapassagem (bypass), já que toda a fração da população com maior granulometria foi depositada. A fácies F5 é formada por arenitos grossos com aspecto maciço na maioria dos casos e, quando mal selecionados, apresentam estruturas de escape de fluidos (Mutti 1992, Mutti et al.1999). Esta fácies se deposita quando não ocorre a completa elutriação dos finos e os fluídos não se dissipam para a porção turbulenta do fluxo durante seu movimento bacia adentro. A fração basal do fluxo possui alta capacidade de erosão do substrato e, consequentemente, promove a incorporação do sedimento erodido ao fluxo. Uma vez incorporados, a fácies F5 tende a desacelerar e a se sedimentar mais rapidamente (Tinterri & Muzzi Magalhães 2011).
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De mesma fração granulométrica que a fácies F5, as últimas fácies depositadas durante o fluxo de maior densidade (fácies F6 e F7) são formadas por areias grossas e pouco frequentes no registro sedimentar. A fácies F6 se caracteriza por exibir estratificação oblíqua dada a presença de estruturas decimétricas do tipo mega-ripples, gerando um estrato com espessura relativamente pequena em relação a sua granulometria. Normalmente, esta litofácies caracteriza um importante indicativo de ocorrência de bypass, sugerindo a existência de grandes volumes de areia nas regiões mais distais da bacia (D’Ávila
et al. 2008).
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A fácies F7 exibe alternância de lâminas fração areia grossa e outra relativamente mais fina (areia média), formadas por carpetes de tração, produzidos pela combinação de processos trativos da carga mais grossa na base concomitante com decantação de areias mais finas oriundas da turbulência sobrejacente. Essa fácies é formada por fluxos com energia relativamente maior do que os formadores da fácies F6. A fácies F8 é composta predominantemente por grãos de fração areia média (população C), formando um depósito residual maciço. As frações de granulometria areia fina à pelítica sobrejacentes compõem a fácies F9 (população D), caracterizando em sua base uma superfície de
bypass. A fácies F8 corresponderia a unidade “Ta” da sequência de Bouma, enquanto a fácies F9 se
diferenciaria conforme as unidades de “Tb” a “Te”, constituindo a zona de franja dos lobos com a corrente de turbidez desfalcada e desacelerada.
A relação entre fácies do sistema turbidítico e seus processos formadores foi estabelecida após inúmeros e detalhados levantamentos estratigráficos, que permitiram rastrear e correlacionar lateralmente os diferentes pacotes de camadas a longas distâncias, observando mudanças de granulometria e estruturas. Destes levantamentos emerge o conceito de trato de fácies (facies tract).
A aplicação do conceito de trato de fácies para sistemas turbidíticos é fundamental para o entendimento da dinâmica deposicional entre as fácies turbidíticas e sua gênese dada por um fluxo gravitacional (Mutti 1992, Mutti et al. 1999). Um trato de fácies ideal corresponde um único estrato constituído por um dado conjunto de fácies, os quais refletem a ação de um fluxo turbidítico que se transforma durante seu percurso bacia adentro. A aplicação dos conceitos de correlações a grandes distâncias (escala quilométrica) foi realizada inicialmente na Formação Chloridorme, Ordoviciano Médio da península Gaspé, Canadá (Enos 1969) e, na Formação Marnoso-Arenacea, Mioceno dos Apeninos Setentrionais, Itália (Ricci Lucchi & Valmori 1980). Na discriminação de tratos de fácies, para a correlação por longas distâncias entre os estratos ser realmente efetiva, camadas-guia deve ser reconhecidas. Elas servem como pontos de amarração entre os levantamentos.
As diversas fácies de um mesmo trato são distribuídas espacialmente pelos processos deposicionais característicos dos fluxos gravitacionais em interação com a massa de grãos heterogênea que o compõe. A Figura 2.4 mostra quatro estágios para a evolução da corrente turbidítica durante seu movimento no sítio deposicional. O estágio 1 representa as situações iniciais do fluxo denso como um material de comportamento semi-coeso e de caráter erosivo. Neste estágio, inicia-se a separação do fluxo turbulento superior. Durante o estágio 2, a corrente avança pela bacia com o fluxo bipartido consolidado como um fluxo basal arenoso em processo de elutriação e abandono de sedimentos grossos sobrepostos pelo fluxo turbulento. No estágio 3, o fluxo turbulento é dominante, pois quase a totalidade da massa do fluxo basal já está depositada. Ocorre, ainda, alguma elutriação nas regiões que continham algum fluído preso e suspensão/decantação de material mais denso residual. Finalmente, o estágio 4 marca a deposição pela corrente turbulenta sob regime trativo na região dos lobos, seguido pelo incremento da
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decantação em direção à região mais distal da bacia (basin plain), resultando apenas em um fluxo bastante diluído.
Figura 2.4- Modelo proposto por Mutti et al. (2003) para a evolução de uma corrente de turbidez durante seu
percurso e sedimentação por ela produzida, representadas pelas fácies F2 a F9.
Nem todas as correntes de turbidez são bipartidas, pois dependem da origem e da eficiência de cada fluxo e distribuição modal dos tamanhos dos grãos disponíveis. A eficiência de um fluxo pode ser definida como sua capacidade em carregar o sedimento bacia adentro e segregar eficientemente ao longo do seu curso determinadas populações de grãos em distintas fácies (Mutti et al.1999) (Fig. 2.5).
Figura 2.5- Croquis apresentando as diferentes distribuições espaciais de fácies relacionadas a um evento
turbidítico originado a partir de fluxos com diferentes eficiências de transporte e deposição (Modificado de Mutti
et al. 1999).
A cíclica sedimentação turbidítica possui uma complexa origem que envolve a interação entre elementos como tectônica, variações climáticas, fluxo sedimentar em direção ao corpo aquoso e o regime fluvial associados às zonas de suprimento adjacentes (Mutti et al. 1999). Canais e cânions são
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os principais elementos que compõem a denominada zona de transferência ou zona de transição canal- lobos, onde processos erosivos intensos com escavação profunda do substrato e bypass de sedimentos são observados. A zona de deposição ou de acumulação é dominada por feições construtivas lobadas e processos erosionais menos proeminentes (Fig. 2.6) (Mutti et al. 1999).
A zona de transferência recebe uma sedimentação restrita a conglomerados residuais da fácies F3 por constituir uma feição canalizada e a corrente ter ali elevado potencial erosivo. A medida que o fluxo progride e passa a se espalhar lateralmente em virtude do início de seu desconfinamento, a fácies F5 se deposita, podendo culminar na deposição da fácies F6 e/ou F7 nas regiões finais da zona de transferência (Mutti et al. 1999). Posteriormente, na zona de acumulação, as areias e sedimentos mais finos que até ali chegaram formam, predominantemente, as fácies F8 a F9 que compõem o complexo de lobos. Os estratos mais delgados e pelíticos fácies F9 compõem o conjunto sedimentar na planície distal.
Figura 2.6- Padrão deposicional ideal para uma corrente de turbidez de alta eficiência, estando o livre espaço para
as transformações faciológicas e organização no sitio deposicional. Modificado de Mutti et al.(1999).
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ativas e passivas e verificaram a importância dos rios de pequenas extensões no aporte sedimentar para as bacias associadas à margens tectonicamente ativas. Estes rios possuem um gradiente elevado e maior proximidade entre a desembocadura e a área fonte dos sedimentos, sendo mais suscetíveis a enchentes ocasionadas por terrremotos ou atividade vulcânica devido ao aumento da quantidade de sedimentos no fluxo em direção ao oceano. Mulder & Syvitsky (1995) cunharam o termo dirty rivers para os rios de montanha que carregam uma grande quantidade de sedimentos e ultrapassam a região de desembocadura e podem ser os geradores, quando apresentam alta capacidade de transporte de sedimentos em um ambiente com fisiografia adequada, das correntes de turbidez (Mutti et al. 2009).
Atualmente, admite-se que cheias catastróficas de sistemas fluviais associados à drenagem das montanhas adjacentes são consideradas os mecanismos mais efetivos na geração de volumosas correntes de turbidez. Processos como os fluxos de detritos coesivos originados por deslizamentos e escorregamentos gravitacionais de massa na borda da plataforma dado o acúmulo contínuo de sedimentos são considerados menos eficientes na geração dos fluxos turbidíticos (Mutti et al. 1999, 2009, D’Ávila et al. 2008).
Comparados aos sistemas fluvio-deltaicos, os denominados sistemas fluvio-turbidíticos possuem uma zona de transferência mais extensa e erosiva, conectando diretamente a área fonte dos sedimentos ao sítio deposicional profundo (Milliman & Syvitski 1992, Mutti et al. 1996). Esse processo é formado por um fluxo muito mais competente que carrega e deposita grande volume de sedimentos gerando, consequentemente, lobos maiores (Fig. 2.7).
Em fluxos de pequena monta, o depósito lobado se forma próximo a origem do fluxo e a zona de transferência é composta por um conjunto de canais menores, sem um conduto expressivo (Mutti et
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Figura 2.7- Croqui modificado de Mutti et al. (1996, 1999) comparando a distribuição e os elementos que compõem os sistemas (A) deltaicos modernos dominado por processos fluviais e costeiros normais e, (B) fluvial- turbidítico dominados por cheias catastróficas.