Sedimento marinho – Wikipédia, a enciclopédia livre

O sedimento marinho é formado por uma mistura de materiais inconsolidados que são depositados no fundo oceânico. Eles são majoritariamente finos, sendo suas frações mais grossas compostas por partículas que sofreram pouco transporte, material de origem biológica (como carapaças e testas) ou material originado de intemperismo glacial.

O sedimento marinho pode ser de origem autóctone ou alóctone. O sedimento autóctone é formado no próprio oceano, como o material dissolvido ou intemperizado na coluna de água e o material de origem biológica. O sedimento alóctone é produzido fora do oceano, sendo transportado de alguma fonte externa para dentro do oceano, como as partículas carreadas pelas descargas fluviais, intemperismo glacial, vulcanismo submarino, correntes de ar atmosférico e meteoritos. A contribuição e distribuição dessas fontes de sedimento são influenciadas por fatores como hidrodinâmica, ação dos ventos e características físico-químicas das massas de água. Tais fontes também influenciam o tipo de transporte sofrido, o nível preservação dos grãos e o processo de deposição nos sedimentos marinhos.^[1]

Devido às dimensões do oceano e à quantidade de materiais existente na superfície da Terra, existem diversas fontes de sedimento para o ambiente marinho. Em geral, essas fontes são divididas em autóctones (presentes dentro do oceano) e alóctones (externas ao oceano).

As fontes autóctones abrangem os materiais particulados e dissolvidos presentes na coluna de água marinha que acabam por precipitar e se depositar no leito oceânico, contribuindo para a formação da camada de sedimento. Partículas de origem biológica (isto é, secretadas por organismos vivos) também estão incluídas nessa categoria. Geralmente, tais partículas são produzidas na superfície do oceano. Após a morte do organismo, seus restos podem sofrer transporte vertical na coluna de água e serem depositados no assoalho marinho.

As fontes alóctones contribuem para a formação do sedimento marinho através do transporte de suas partículas para dentro do oceano. Dentre essas fontes destacam-se as descargas fluviais, ou seja, o material particulado em suspensão que os rios transportam para dentro do oceano. O Rio Amazonas, por exemplo, tem uma vazão anual de cerca de 6,6 trilhões de metros cúbicos de água, transportando entre 600 e 800 milhões de toneladas de material particulado em suspensão para o Oceano Atlântico.^[2] Há também a contribuição do material transportado pelos ventos que se deposita na superfície do oceano e posteriormente sofre transporte vertical na coluna de água até chegar ao leito marinho. O vulcanismo submarino também lança partículas dentro da coluna de água oceânica embora essa fonte seja restrita às áreas de limites ativos de placas tectônicas, zonas de subducção e de espalhamento do fundo oceânico. Há também o intemperismo glacial que transporta uma grande quantidade de partículas provenientes do intemperismo físico provocado pelas geleiras nas rochas das regiões polares. Por fim, partículas de origem extraterrestre também são aportadas no oceano a partir da queda de meteoritos e da entrada de poeira cósmica na atmosfera. Porém, essa fonte é considerada secundária devido à baixa contribuição de material para o sedimento marinho.^[3]

Quanto a sua origem geoquímica, o sedimento marinho pode ser dividido em litógeno (de origem continental, formado na litosfera), biógeno (de origem biológica, formado na biosfera), hidrógeno (formado na hidrosfera) e cosmógeno (formado fora do planeta Terra).

A principal fonte de sedimento litógeno para o oceano são os continentes, que produzem partículas através dos processos de erosão e intemperismo de seus materiais. Uma grande parte dessas partículas é transportada em direção ao oceano, sendo depositada no sedimento marinho. Fatores como chuvas, ventos, rios e geleiras atuam sobre os continentes para produzir tais partículas.

Esse tipo de sedimento é composto principalmente por quartzo, feldspatos, micas e argilominerais (como caulinita, ilitas, cloritas e montmorillonita). Feldspatos relevantes no sedimento marinho incluem os plagioclásios (feldspatos de cálcio e sódio) e o ortoclásio (feldspato de potássio), enquanto a muscovita é a principal representante do grupo das micas. Calcita e dolomita provenientes de depósitos continentais também podem ser transportadas para o oceano.^[3] Entretanto, os próprios organismos marinhos constituem a principal fonte desses minerais para o sedimento marinho.

O sedimento biógeno tem a biosfera como origem geoquímica. As partículas de origem biológica são compostas por sedimento bioclástico, majoritariamente constituído por fragmentos de estruturas produzidas por organismos marinhos que secretam conchas, carapaças e testas. Estas estruturas biológicas geralmente são compostas por carbonato de cálcio, como as testas dos foraminíferos e as carapaças dos cocolitoforídeos que são secretadas na forma de calcita. Já as estruturas de silício, como as carapaças das diatomáceas, são secretadas na forma de opala (sílica amorfa hidratada).

Organismos integrantes da macrofauna bentônica também contribuem para a formação do sedimento marinho. Os esqueletos calcários dos corais e as carapaças dos crustáceos são exemplos dessa contribuição, assim como as espículas silicosas dos poríferos. Representantes da macroflora, como as algas calcárias, são responsáveis pela formação de granulados bioclásticos (partículas nos tamanhos areia, grânulo e cascalho) constituídos principalmente por material originado de algas da família Corallinaceae. Os nódulos, rodolitos e fragmentos dessas algas calcárias constituem depósitos de sedimento carbonático inconsolidado que são relevantes à exploração econômica.^[4]

Sedimentos hidrógenos são constituídos por partículas formadas na hidrosfera, especificamente na própria coluna de água marinha. Essas partículas são amplamente distribuídas, porém se encontram em baixas quantidades no oceano. Esse tipo de sedimento pode ser subdividido em componentes primário e secundário. Os componentes primários, também chamados precipitados, são partículas inorgânicas que precipitam diretamente na coluna de água do oceano. Os componentes secundários, também conhecidos como halmirolisados, são formados a partir de reações químicas que ocorrem na água do mar, como o intemperismo de partículas existentes no oceano. São exemplos de partículas hidrógenas alguns argilominerais (como a montmorilonita), aluminossilicatos (como a glauconita e a zeólita) e oxi-hidróxidos de ferro e manganês.^[3]

O sedimento cosmógeno é composto por material extraterrestre que entra na atmosfera terrestre na forma de meteoritos ou poeira cósmica. Eles podem se depositar na superfície do oceano e ser transportados verticalmente na coluna de água até se depositar no leito marinho. O material cosmógeno constitui uma parte ínfima do sedimento marinho, sendo composto por esférulas cósmicas, microtectitos, e nuclídeos estáveis e radioativos produzidos por raios cósmicos.

As esférulas cósmicas podem ser divididas em dois tipos: esférulas de ferro e esférulas rochosas. As primeiras são pequenas esférulas magnéticas negras com densidade em torno de 6 g cm^-3 e diâmetro de aproximadamente 20-30 μm. Elas possuem um núcleo de ferro e níquel cercado por um revestimento de magnetita e um tipo específico de óxido de ferro (chamado wüstite) virtualmente inexistente na Terra, sendo encontrado apenas em crostas de fusão de meteoritos. As esférulas rochosas apresentam densidade em torno de 3 g cm^-3 e diâmetro típico entre 15 e 250 μm. Geralmente são originadas de meteoritos rochosos, entretanto, seu processo de formação ainda não é totalmente conhecido.

Os microtectitos são pequenos corpos formados por vidro negro-esverdeado encontrado em grandes quantidades nos sedimentos de algumas áreas dos oceanos Índico e Atlântico Equatorial. Eles são provavelmente originados em campos de dispersão de meteoritos nas redondezas dessas áreas.

Alguns nuclídeos encontrados na Terra são produzidos por raios cósmicos que incidem na camada superior da atmosfera. Esses nuclídeos podem ser tanto radioativos quanto estáveis e já foram identificados em depósitos de gelo e de sedimento no oceano profundo. Exemplos desses nuclídeos incluem ³⁶Cl, ²⁶Al, ¹⁰Be, ⁶⁴Fe, ³He, ⁴He, ⁴⁰Ar e ³⁶Ar.^[5]

Não existe um esquema único de classificação capaz de abranger todas as características do sedimento marinho devido a sua grande diversidade e complexidade. Entretanto, existem algumas propostas de classificação baseadas em determinados conjuntos de aspectos do sedimento. Atualmente são utilizadas classificações baseadas na distribuição granulométrica, no ambiente deposicional, na constituição química e mineralógica e na origem geoquímica do sedimento. A estratégia mais adequada para classificar uma amostra de sedimento é levar em consideração o maior número de aspectos possível.

A granulometria refere-se à distribuição de tamanho dos grãos de sedimento em um determinado local. Essa distribuição é influenciada por fatores como a hidrodinâmica local, o tipo de transporte ocorrido com as partículas e a composição desse sedimento. De acordo com o diâmetro do grão, as partículas de sedimento podem ser classificadas em matacão (maior que 256 mm), bloco (64 a 256 mm), seixo (4 a 64 mm), grânulo (2 a 4 mm), areia (0,0625 a 2 mm), silte (3,9 a 62,5 μm) e argila (menor que 3,9 μm). A classificação da amostra varia de acordo com os percentuais encontrados em cada fração granulométrica. Alguns exemplos de classificação de amostras incluem: cascalho arenoso, silte arenoso, areia cascalhosa, silte argiloso, etc.^[6][7]

A distribuição granulométrica influencia e reflete as características de um determinado ambiente. Por exemplo, ambientes com granulometria fina são característicos de locais com fraca hidrodinâmica. Tais sedimentos possuem menor porosidade e permeabilidade, apresentando maior capacidade de retenção de matéria orgânica.

De acordo com o ambiente no qual foram depositados, os sedimentos marinhos podem ser classificados em costeiros e de ambiente profundo.

Os sedimentos costeiros são aqueles depositados nas margens continentais, que são extensões submersas dos continentes. Os sedimentos costeiros podem ter as mais diversas composições químicas e distribuições granulométricas. Porém, a grande maioria das margens continentais apresenta predominância de sedimento terrígeno, com alta taxa de sedimentação e teor de matéria orgânica. Em plataformas continentais rasas, onde o fornecimento de material terrígeno é menor, a deposição de sedimentos carbonáticos autóctones pode se mostrar predominante.

Os sedimentos de ambiente profundo são aqueles depositados nas bacias oceânicas. Esses depósitos sedimentares podem ser subdivididos em duas classes: hemipelágico e pelágico.

Sedimentos hemipelágicos são depositados nas bordas das planícies abissais, próximo ao sopé continental. A taxa de sedimentação nessas áreas geralmente é superior a 10 mm por milênio. Grande parte desse material é originado na plataforma continental, sendo transportado até seu ambiente deposicional por correntes de turbidez e correntes geostróficas de fundo. O sedimento hemipelágico é constituído principalmente por argila litogênica, partículas de origem glacial, areias minerais e sequências estratigráficas turbidíticas. Além disso, eles também podem conter 1 a 5% de carbono orgânico e pequenos fragmentos de conchas.

Sedimentos pelágicos são compostos por material biogênico e material inorgânico (argilas pelágicas) acumulados nas planícies abissais, onde há ausência de correntes intensas. Esses depósitos são formados devido ao fluxo vertical de materiais presentes na coluna de água marinha. Além da localização, os depósitos de sedimentos pelágicos também podem ser diferenciados dos hemipelágicos pela ausência de transporte de fundo.^[5]

Quanto ao tipo e principais características mineralógicas, os sedimentos depositados no oceano profundo podem ser classificados em quatro categorias: lama hemipelágica, argila pelágica, vaza calcária e vaza silicosa.

As lamas hemipelágicas são constituídas principalmente por partículas de tamanho silte, com relevante concentração de quartzo, feldspatos e micas. Elas apresentam também menos de 30% de calcário biogênico e sílica biogênica.

As argilas pelágicas ou argilas de mar profundo são constituídas principalmente por argilominerais. Elas apresentam mais de 60% de minerais não biogênicos nas classes de tamanho argila fina e argila média (< 2 μm de diâmetro). Esses sedimentos contêm menos de 30% de restos de esqueletos biogênicos carbonáticos e silicosos. O baixo acúmulo de material biogênico ocorre devido à baixa produção biológica na superfície do oceano e à lenta taxa de sedimentação na planície abissal (na ordem de alguns milímetros por milênio). Além disso, grande parte do material orgânico depositado é destruído nos primeiros estágios da sequência diagenética.

As vazas calcárias contêm mais de 30% de esqueletos carbonáticos em sua composição, com a presença predominante de partículas finas nas classes de tamanho silte e argila. Essas vazas contêm calcita e aragonita em sua composição mineralógica. Elas podem ser divididas em vazas de foraminíferos, vazas de nanofósseis ou cocolitoforídeos e vazas de pterópodos, de acordo com o organismo predominante que contribuiu para a sua formação.

As vazas silicosas contêm mais de 30% de sílica biogênica, sendo dominadas por partículas finas de silte e argila. Elas podem ser subdivididas em vazas de diatomáceas e vazas de radiolários, de acordo com o grupo de organismo predominante no depósito sedimentar.^[5]

Conforme a sua origem geoquímica, os sedimentos marinhos também podem ser classificados em litógenos, hidrógenos, biógenos e cosmógenos. As partículas de sedimento litógeno têm origem na litosfera. Seus depósitos recobrem boa parte do Pacífico Norte, assim como as regiões polares e as margens continentais. As partículas de sedimento hidrógeno têm origem na hidrosfera. Seus depósitos mais relevantes são encontrados no Pacífico Sul. As partículas de sedimento biógeno têm origem na biosfera, podendo ser divididas em dois principais tipos: carbonato biogênico e sílica biogênica. Os depósitos de carbonato biogênico são formados por restos de carapaças de microrganismos que secretam carbonato de cálcio, sendo abundantes nos oceanos Índico, Atlântico e Pacífico Sul. Já os depósitos de sílica biogênica são formados por restos de estruturas de silício secretadas por organismos planctônicos. Tais depóstios podem ser encontrados na zona de convergência antártica, no Pacífico equatorial e no Pacífico Norte.^[8] As partículas de sedimento cosmógeno têm origem fora da Terra. Elas não estão presentes em quantidade suficente para formar depósitos massivos no fundo oceânico.

• Sedimento
• Sedimento pelágico
• Análise granulométrica
• Relevo oceânico

Referências