Depósito Residual de Ravinamento..........................................................................Ravinement Lag Deposit

Dépôt résiduel de ravinement / Depósito de ravinamento / Ravinement Lag Anzahlung / 冲刷滞后存款 / Осадочные отложения, образованные вымыванием / Deposito residue di ravinement /

Depósito associado com uma superfície de ravinamento.

Ver: " Superfície de Ravinamento "
&
" Intervalo Transgressivo "
&
" Erosão "

As superfícies de ravinamento e depósitos associados são frequentes nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos estratigráficos ditos ciclos-sequência, os quais são induzidos por ciclos eustáticos de 3^a ordem e cuja duração varia entre 0.5 My e 3-5 My. Estes intervalos transgressivos depositam-se em condições geológicas de nível alto (do mar), isto é, quando o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia (não confundir com rebordo continental com o qual ele pode, em certas condições, coincidir mais ou menos), o que acontece desde que uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) inunda a planície costeira do prisma de nível baixo (onde se encontra o rebordo continental). Dentro de um um ciclo-sequência, desde que uma bacia sedimentar tem uma plataforma continental, a cada subida do nível do mar relativo ou seja do nível do mar, local, referenciado a um determinado ponto da superfície terrestre, o qual pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental), a linha da costa (mais ou menos a ruptura de inclinação da superfície de deposição) desloca-se para o continente. Um tal deslocamento, para montante, da linha da costa produz uma erosão (embora pequena) da topografia pré-existente, o que cria uma superfície de ravinamento. Esta superfície é, mais tarde fossilizada, pelos sedimentos que se depositam durante a fase de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha e durante a qual se depositam os sedimentos que constituem o paraciclo-sequência associado é subida do nível do mar relativo. Durante a deposição do ciclo-sequência, que como dito antes se deposita durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, a linha da costa desloca-se, progressivamente, para o mar à medida que os sedimentos se depositam formando uma regressão sedimentar. É, mais ou menos, isto que está ilustrado nos esquemas desta figura. No esquema superior (Tempo 1), a geometria progradante dos sistemas de deposição caracteriza a regressão sedimentar desenvolvida durante o período de estabilidade relativa do nível do mar entre duas subidas do nível do mar relativo consecutivas entre as quais não há nenhuma descida (entre dois paraciclos eustáticos). Durante o Tempo 1, a linha da costa está a montante do rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. O esquema intermediário (Tempo 2), ilustra a ingressão marinha, isto é, a subida do nível do mar relativo, que inundou uma parte dos sedimentos depositados anteriormente, quer isto dizer durante o ciclo-sequência anterior. Durante a ingressão marinha, glossifungitos (icnofácies que representa um conjunto de tocas quer verticais, quer forma de U, ou pouco ramificada que ocorrem em lamas e siltitos compactos, mas não litificados, ou em lamas carbonatadas e lodos intertidais (zona ou região entremarés ou seja o nome dado aos ambientes marinhos à zona do substrato litoral que fica exposta ao ar apenas durante a baixamar e submersa durante a preiamar). Estas estruturas são fossilizados pelas progradações dos sedimentos depositados durante a fase de estabilização do nível do mar, que se segue à ingressão marinha, ou seja durante a regressão sedimentar. As superfícies de ravinamento e os depósitos que as fossilizam, ocorrem, unicamente, em condições de nível alto do mar. Todavia, há uma diferença muito importante se o nível do mar relativo sobe em aceleração ou em desaceleração, quer isto dizer, se as ingressões marinhas são cada vez mais importantes (intervalo transgressivo, IT) ou se elas são cada vez mais pequenas (prisma de nível alto, PNA). Durante a 1^a fase de desenvolvimento de um prisma de nível alto, enquanto a bacia tem uma plataforma continental a formação de glossifungitos e seus preenchimentos é possível, mas depende da lâmina de água, embora o sector proximal seja, muitas vezes, subaéreo. Durante a 2^a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto, quando a bacia não tem mais plataforma, a formação de superfícies de ravinamento é impossível. Em outros termos pode dizer-se que quando há agradação e progradação (progradações sigmóides) a formação de superfícies de ravinamento é provável, o que não é o caso quando a configuração interna do prima de nível alto é oblíqua (praticamente sem agradação).

Depósito de Talude (apron, avental)......................................................................................................................................................................Apron

Tablier, Dépôt de talus / Apron, Depósito de talud / Schürze (Geologie), Slope Anzahlung / 围裙（地质）, 边坡存款 / Фартук (геология), Отложения на склоне / Apron (geologia), Deposito di pendenza, Deposito di versante /

De maneira geral, os depósitos de talude incluem todos os sedimentos depositados no talude continental: (i) Cones submarinos do talude (CST) ; (ii) Sedimentos progradantes do prisma de baixo nível (iii) Sedimentos progradantes do prisma de nível alto. De maneira restrita, são os depósitos argilosos da base dos cones turbidíticos do talude (CST). Os depósitos de transbordo, de preenchimento e os diques marginais naturais depositam-se sobre os depósitos de talude (apron, avental), que, em certos casos, se depositam, directamente, sobre os cones submarinos da bacia (CSB). Sinónimo de Avental.

Ver: « Cone Submarino de Talude »
&
« Cone Submarino de Bacia »
&
« Avental »

Neste esquema estão representados os sistemas turbidíticos associados com uma descida significativa do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia ou do que a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (rebordo continental), quando a bacia não tem plataforma continental. Estes sistemas turbidíticos estão associados com as discordâncias (superfícies de erosão) e depositam-se durante períodos geológicos de nível baixo (do mar), o que não é o caso de certos depósitos turbidíticos de E. Mutti (1995), que se depositam quando nível do mar está mais alto do que rebordo da bacia. No modelo de deposição dos turbiditos de Peter Vail, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST) são os únicos subgrupos de cortejos sedimentares que se depositam durante as descidas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Todos os outros subgrupos de cortejos sedimentares que constituem um ciclo-sequência, ou seja, o prisma de nível de nível baixo (PNB), o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA) depositam-se quando o nível do mar relativo sobe, uma vez que os sedimentos, que os compõem, necessitam de criação ou um aumento de espaço disponível (acomodação) para se depositarem. Neste esquema, ao nível de um ciclo-sequência, acima do substrato (sedimentos de um ciclo-sequência subjacente ou do soco), na planície abissal da bacia, depositaram-se os cones submarinos de bacia (CSB), que enfatizam, com um erro mínimo, a idade da discordância que limita a base do novo ciclo-sequência. Os cones submarinos de bacia (CSB), cujos limites superior e inferior são abruptos, depositam-se, mais ou menos, horizontalmente. Eles têm uma forma planar, quando as dimensões são significativas e, mais ou menos, monticular quando a a sua extensão é mais reduzida. Por outro lado, a sua configuração interna é paralela. Por cima dos cones submarinos de bacia (CSB), em geral, depositam-se os cones submarinos de talude (CST), cuja geometria ondulada, com biséis de progradação em direcções opostas (estruturas em asas de gaivota em vôo), é característica. Por vezes, os cones submarinos de bacia podem estar desconectados da base do talude continental e, nesse caso, eles são, raramente, cobertos pelos cones submarinos de talude. Como ilustrado neste esquema geológico, cada cone submarino de talude (CST), é composto por vários corpos sedimentares: (i) Depósitos de Talude, que formam o avental ou base do cone ; (ii) Depósitos de Transbordo, que entre eles definem uma depressão, geralmente chamada, de maneira errada, canal, ao longo da qual as correntes se escoam ; (iii) Depósitos de Preenchimento que fossilizam a depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos ; (iv) Diques Marginais Naturais Turbidíticos, que na parte proximal têm uma fácies arenosa ; (v) Rochas Argilosas Distais e (vi) Rochas Argilosas ou Argilitos de Abandono, as quais se depositam-se na parte superior dos depósitos de preenchimento. A morfologia dos registos eléctricos dos depósitos turbidíticos, quer eles sejam de bacia ou de talude é típica: a) Os limites dos cones submarinos de bacia (CSB) exibem um RG (raio gama) e um PS (potencial espontâneo) abruptos o que dá uma geometria, mais ou menos, cilíndrica para cada conjunto de cones turbidíticos de bacia ; b) Os depósito de talude têm um PS e RG de fraca amplitude ; c) Os depósitos de transbordo têm um PS e RG, mais ou menos, oscilantes, quer isto dizer, que eles são estrato e granocrescentes para cima, na parte inferior, e na parte superior, estrato e granodecrescentes para cima e d) Os depósitos de preenchimento têm um PS e RG de depósitos grano e estratodecrescentes para cima, em particular quando a fácies é arenosa. Partindo do princípio que os poços de pesquisa petrolífera A, B e C foram perfurados nos mesmos cones submarino de talude, as diagrafias eléctricas, sugerem uma localização que é difícil de refutar. Elas mostram, claramente que: (1) Os arenitos que preenchem a depressão entre os diques marginais naturais são as rochas-reservatório potenciais mais prováveis ; (2) Que os intervalos arenosos dos diques marginais naturais são pouco espessos e de extensão limitada (eles podem ser, unicamente, considerados como rochas-reservatório adicionais) ; (3) Que uma comunicação entre as rochas-reservatório potenciais, ou seja, que um preenchimento das depressões ou canais (em caso de erosão) e dos diques marginais naturais turbidíticos é pouco provável, embora possível.

Depósito de Tempestade e Tsunami..................................................................Storm & Tsunamis Deposit

Dépôt de tempête et tsunami / Depósito de tempestad y tsunamis / Sturm Anzahlung & Tsunamis / 风暴沉积与海啸 / Отложения, образовавшиеся в результате шторма или цунами / Deposito di tempesta e tsunami /

Depósito, muitas vezes, arenoso depositado a montante da praia pelos tsunamis e pelas grandes tempestades, particularmente, pelos furacões, quando eles inundam as regiões litorais. Uma identificação correcta nos registos geológicos das camadas depositadas por um tsunami ou de um depósito da tempestade é essencial para avaliar a frequência destes eventos e assim prognosticar o risco que eles podem produzir.

Ver: " Delta de Tempestade "
&
" Ondulação (do mar) "
&
" Acção das Vagas (mar muito agitado)"

Tempestades e tsunamis ocorrem nos oceanos, quer à escala geológica (medida em milhares, milhões ou até biliões de anos), quer à escala histórica ou humana, quer isto dizer, à escala das dezenas, centenas e até milhares de anos. As tempestades, que são fenómeno atmosféricos marcados por ventos e chuvas fortes, trovoadas, relâmpagos, etc., estão associadas a condições meteorológicas particulares e aos cúmulonimbos (tipo de nuvem caracterizada por um grande desenvolvimento vertical, que se formam a partir do desenvolvimento de cúmulos que, por acção de ventos ascendentes, ganham massa e volume e passam a ser cúmulus congestus e, no auge de sua evolução, torna-se um cúmulo-nimbo, quando atingem mais de quinze quilómetros de altura). As nuvens* de tempestades formam-se quando há suficiente libertação de calor devido à condensação de gotas de nuvem e cristais de gelo (na parte fria das nuvens). As tempestades podem aparecer isoladas, ou em grupo na forma de agrupamentos convectivos, de forma, mais ou menos, desorganizada, ou na forma de linhas de tempestades, chamadas linhas de instabilidade, ou ainda quando uma das tempestades do agrupamento cresce mais que todas as outras e atinge grandes proporções (tipicamente 10 km x 10 km x 12 km em latitudes médias) como uma supercélula. Dentro das nuvens de tempestade existem movimentos verticais ascendentes e descendentes intensos, o que gera muita turbulência (mistura e introdução de ar pelo topo à medida que elas crescem). O ar que entra pelo topo das nuvens é muito seco e evapora as gotas e cristais das nuvens gerando um arrefecimento do ar e a sua descida através da nuvem, sob a forma de correntes descendentes, ao mesmo tempo que correntes ascendentes sobem devido ao aquecimento das parcelas de ar pela libertação de calor latente de condensação. As tempestades ocorrem quando a atmosfera se encontra, termodinamicamente, instável, com energia potencial disponível para ser convertida em movimento de ar ascendente dentro das nuvens e descendente fora delas e quando há convergência do vento em superfície, como, por exemplo, junto a uma frente de rajada de brisa marítima durante o período convectivo (https://pt.wikipedia.org/wiki/Tempestade). Um tsunami é uma série de ondas, de grande período, que se propagam através de um meio aquático (oceano, mar ou lago), que resultam do movimento súbito de grandes quantidades de água, provocado, geralmente, por um terremoto, deslizamento de terra submarino, impacto de um meteorito, explosão vulcânica, etc., que podem transformar-se, ao atingirem a costa, em enormes ondas de rebentação com um grande poder destrutivo. Certos tsunamis resultam do deslocamento de dois blocos falhados debaixo do mar. Recentemente, no onshore, os geocientistas começaram a estudar os depósitos induzidos pelas tempestades e pelos tsunamis e a utilizá-los para identificar as áreas onde eles são, altamente, prováveis. Estes estudos deram resultados surpreendentes. Todavia, várias questões ainda estão sem resposta, por exemplo: Como é que se podem diferenciar os depósitos de tsunami dos depósitos associados com as grandes tempestades ? Os depósitos de tsunamis têm um enorme potencial para registar a velocidade e profundidade do escoamento. Na Lagoa de Óbidos, em Portugal, o terramoto do 1° de Novembro de 1755, que, na realidade, correspondeu a três tremores de terra (9h 40m, 10 h e 12 h da manhã), gerou um tsunami de cerca de 15-20 m de altura com uma penetração de, mais ou menos, 2,5 km (Sousa Moreira, 1993). Quatro intervalos estratigráficos se depositaram em associação com o tsunami : (i) Argilito grosseiro ; (ii) Areia verde ; (iii) Argilitos finos e (iv) Argilitos finos com intercalações de areia. Segundo certos geocientistas parece que o terramoto do 1° de Novembro de 1755, foi o quarto terramoto importante que ocorreu na área de Lisboa. Terramotos significativos parece terem ocorrido antes de 1755: a) Em 1009 ; b) Em 1344 e c) Em 1535. Nesta fotografia estão ilustrados dois depósitos de tsunami separados por um depósito de turfa (cinzento escuro), na ilha de Phra Thong a 125 km ao norte da ilha de Phuket, na Tailândia. Estes depósitos parece terem sido induzidos por um tremor de terra que ocorreu em 1881 ao longo da fossa oceânica de Sonda, o qual produziu um tsunami com menos de 1 m de altura (segundo uma estação de controlo das marés na Índia). O tsunami de 2004, escoou-se cerca de 2 km, igualmente, sobre a planície de Phra Thong, (cobrindo os cumes e depressões intermediárias com um horizonte de areia de espessura variando entre 5-20 cm. Segundo certos geocientista, nesta mesma área, além dos tsunamis de 2004 e 1881, outros tsunami significativos ocorrem cerca XII século (550-700 anos atrás).

(*) A forma das nuvens depende da importância do fluxo horizontal. A altitude da base depende do nível de condensação. A espessura depende da amplitude do movimento vertical assim como da estabilidade/Instabilidade do ar levantado. As nuvens com uma base alta não produzem muita chuva assim como as nuvens baixas de fraca espessura. São as nuvens em botão que são as responsáveis da maior parte das precipitações, as quais são mais intensas quando a espessura é importante e o topo mais alto. 

Depósito de Transbordo (canal)..............................................................................................................................Overbank Deposit

Dépôt de débordement/ Depósito de desbordamiento (canal) / Ablagerung Überlauf (Kanal) / 存款溢出（频道） / Пойменное отложение / Deposito di alluvionamenti (canale) /

Depósito formado por sedimentos, geralmente, finos, transportados por suspensão a partir de uma corrente excessiva que não pode ser contida, totalmente, no canal ou na depressão (entre os diques marginais naturais, nos sistemas turbidíticos), onde ela se escoa para jusante. Este tipo de depósito encontra-se nos ambientes fluviais e turbidíticos.

Ver: " Depósito de Planície de Inundação "
&
" Depósito de Talude "
&
« Cone Submarino de Talude »

Os depósitos de transbordo podem ocorrer quer nos sistemas de deposição turbidítica, quer na planície costeira, em particular, em associação com um cintura de meandros. Os depósitos de transbordo turbidíticos e os preenchimentos das depressões, por onde passaram as correntes de turbidez, estão sempre associados com os cones submarinos de talude (CST). Desde que uma corrente de turbidez encontra uma ruptura de declive importante no seu trajecto para a planície abissal, ela desacelera, perde competência e começa por depositar dois lóbulos alongados, mais ou menos, paralelos, separados por uma área em que nada se depositou. A área sem deposição corresponde à zona onde a corrente de turbidez passou com mais velocidade e transportou para mais longe os outros sedimentos. Mais tarde, se uma nova corrente de turbidez passa no mesmo lugar, ela vai, provavelmente, ser canalizada pela área de sem deposição (lei da menor energia). Se a corrente for, suficientemente, importante (espessa) em relação a depressão entre os lóbulos depositados, novos depósitos de transbordo se depositam de cada lado, sobre os já existentes, o que exagera a morfologia negativa relativa da área de passagem. Quanto maior for a depressão (se há erosão ela é mínima) entre os depósitos de transbordo mais as futuras correntes serão canalizadas. Se por qualquer razão as correntes de turbidez tomarem uma outra trajectória, as depressões entre os depósitos de transbordo serão, mais tarde, preenchidas (em retrogradação), em geral, por sedimentos arenosos. Nesta fotografia tirada por Peter A. Scholle (1999), os depósitos de transbordo visíveis na parte inferior contrastam com o preenchimento de areia de uma depressão canalizante. Não existe nenhuma erosão evidente entre eles. Nos depósitos de transbordo associados com uma cintura de meandros o mecanismo de deposição é, ligeiramente. Como ilustrado no esquema geológico desta figura, a água da precipitação concentra-se nos leitos fluviais da bacia de drenagem após um escoamento superficial e subterrâneo. Como a velocidade de escoamento de uma corrente depende do declive o seu leito quanto maior a declividade, maior será a velocidade de escoamento. Um diferença importante com os depósitos de transbordo turbidíticos é a presença de um leito onde a corrente fluvial se escoa. Aqui, os depósitos de transbordo fluviais correspondem a depósitos aluviais formados pelos sedimentos depositados na planície de inundação de um rio pelas águas da enchente que atravessaram ou passaram por cima dos diques marginais naturais fluviais. Como os sedimentos, que, em grande parte, são transportados em suspensão, foram deslocados para fora do canal principal, longe do escoamento mais rápido, eles, normalmente, são de grão fino. As fácies mais, frequentemente, encontradas neste ambiente são areia fina, silte e argila. O estudo sedimentológico e litológico detalhado de três subambientes de transbordo na cintura de meandros vale do rio Mississipi*, conduziu às seguintes conclusões: 1) Os depósitos de pântano, diques marginais naturais e leques de ruptura podem ser subdivididos em unidades em associação com o desenvolvimento da cintura de meandros ; 2) Os ciclos de avulsão, progradação dos diques marginais, progradação e abandono dos leques de ruptura e das lâminas de inundação estão preservados nos depósitos das bacias de inundação; 3) As fácies da bacia de inundação progradam para a bacia à medida que o diques naturais se acumulam verticalmente ao longo das margem da cintura de meandros. O desenvolvimento de uma cintura de meandros divide-se em quatro fases: A) Fase de pré-avulsão ; B) Fase de avulsão ; C) Fase precoce de cintura de meandros e D) Fase de cintura de meandros tardia. Na área de estudada, a sequência da bacia de inundação associada com a avulsão e o desenvolvimento da cintura de meandros (30 m) tem uma espessura máxima de cerca de 10 m. A avulsão é, provavelmente, registada na sequência sedimentar por uma mudança litológica de argilito azul, com detritos orgânicos depositados em águas estacionárias, para siltes de inundação e areias associadas a progradação dos diques e leques de ruptura durante a formação incipiente da cintura de meandros. Os diques superficiais (areia siltosa) exibem uma estratificação granocrescente para cima (2,5 m) que reflecte a migração da curava de meandro en direcção do sítio de amostragem durante o estágio tardio do desenvolvimento do cinturão de meandros. Os depósitos superficiais dos leques de ruptura (areia siltosa), inicialmente, granocrescente para cima, durante a fase de progradação são, em seguida, granodecrescente para cima quando o leque de ruptura é abandonado (3 m).

(*) K. M. Farrell, 1987- Sedimentology and facies architecture of overbank deposits of the Mississippi River, False River Region, Louisiana,The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (SEPM), Recent Developments in Fluvial Sedimentology (SP39), 1987.

Depressão Oceânica ......................................................................................................................................................................................Oceanic basin

Déptression océanique / Depresión oceánica / Seebecken / 洋盆 / Океаническая впадина / Bacino oceanico /

Grande área deprimida do fundo oceânico, entre 4000 e 6000 metros de profundidade, alongada ou arredondada, com ou sem relevos isolados e limitada por colinas abissais ou dorsais oceânicas.

Ver: " Assoalhado Oceânico "
&
" Bacia Oceânica "
&
" Abissal "

Na estratigrafia sequencial, o conceito de depressão oceânica é extremamente importante, uma vez que a evolução das bacias oceânicas, que não são outra coisa, que o conjunto das depressões oceânicas, desempenham um papel primordial nas variações eustáticas do nível do mar, as quais controlam, em grande parte, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). A importância da evolução das bacias oceânica é condicionada pela não refutação (pelo menos até hoje) de uma conjectura de base, que diz que a quantidade de água, em todas as suas formas (liquida, sólida e gasosa), é constante desde a formação da Terra, isto é, desde à cerca de 4,5 G (mil milhões) de anos. Como ilustrado nestes esquemas, as dimensões de uma bacia oceânica são, em grande parte, condicionadas pela velocidade da expansão oceânica, quer isto dizer, pela taxa de formação de crusta oceânica nova. Quando a taxa de expansão oceânica é grande, a morfologia (altura e extensão lateral) das montanhas oceânicas é muito importante. Elas não têm tempo suficiente para arrefecer e diminuir de volume, de maneira, que o volume da bacia oceânica torna-se mais pequeno, uma vez que uma parte do volume, que inicialmente era ocupado pela água é ocupado pelas montanhas, que forma a nova crusta oceânica. Neste caso, assumindo, que a quantidade de água (sob todas as suas formas) é constante, o nível da água dos oceanos sobe e invade os continentes. Quando a taxa de oceanização é lenta, é o contrário que se passa. A crusta oceânica nova tem tempo suficiente para arrefecer, o que implica um aumento de densidade e uma diminuição do volume, o que cria bacias oceânicas mais volumosas. Neste caso, o nível do mar* vai desce, uma vez que o volume das bacias oceânicas é maior para a mesma quantidade de água. A descida do nível do mar pode criar condições geológicas de nível baixo, as quais implicam a exumação das plataformas continentais. Pode dizer-se, que a variação do volume das bacias oceânicas tem implicações directas na eustasia: (i) Quando a taxa de oceanização é forte, o nível do mar, em geral, é alto e (ii) Quando ela é fraca, o nível do mar é mais baixo do que o rebordo da bacia.

(*) O nível do mar pode ser (a) absoluto ou eustático e (b) relativo. O nível do mar absoluto é globl e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é local e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, o qual  pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental). O nível do mar do mar absoluto depende da Glacioeustasia (variações do volume de água no oceano global), da Tectonicoeustasia (variações do volume global das bacias oceânicas), da Geoidaleustasia (distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e do aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos (aumento da temperatura dos oceanos). O nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar absoluto et da tectónica (levantamento ou subsidência).

Derrame de Fenda....................................................................................................................Crevasse Splay, Crevasse-Deposit

Éventail de crevasse / Derrame de ruptura / Crevasse -Hinterlegung / 决口存款 / Конус прорыва прируслового вала / Crepaccio deposito /

Corpo sedimentar de geometria, geralmente, lobular, depositado na planície de inundação de um rio a partir da água que se escapou da corrente principal por uma fenda.

Ver: « Deposição Fluvial »
&
« Inundação & Regressão Sedimentar »
&
« Corrente de Escape (turbiditos) »

Como ilustrado nesta figura, uma derrame ou leque de fenda é um pequeno leque aluvial, que se forma na planície de inundação de um rio, quando a corrente é muito carregada de sedimentos e arrebenta um dos diques marginais naturais fluviais que a borda criando uma fenda de ruptura. Embora o material sedimentar seja, principalmente, transportado em suspensão (silte e argila), material mais grosseiro pode ser transportado a partir da parte profunda da lamina de água que cobre a planície de inundação. Desde que a velocidade diminui, as partículas sedimentares sedimentar depositam-se. A superfície do derrame é, por vezes, caracterizada por distributários e canais entrelaçados. A granulometria diminui com a distância à fenda de ruptura. O material mais grosso deposita-se mais perto do ponto de ruptura do dique marginal. Os sedimentos agradam o topo da fenda e progradam em direcção da planície de inundação. A estrutura de um derrame de fenda é, quase sempre, caracterizada por uma heterogeneidade importante, várias inundações, escoamentos profundos e de superfície e uma rápida sedimentação. Certos geocientistas definem um derrame de fenda como a topografia, que resulta no local onde um dique marginal natural (ou artificial) é rompido, o que acontece, normalmente, durante uma cheia. Uma vez que a água carregada de sedimentos passa a ruptura (fenda), ela dispersa os sedimentos transportados na bacia de inundação formando um leque ou cone sedimentar. Função da quantidade da descarga através da fenda de ruptura e da carga sedimentar, os componentes de um derrame de fenda podem ser diferentes. O componente mais frequente é um canal de derrame o qual tem tendência a formar canais distributivos a partir da fenda de ruptura como é o caso ilustrado nesta figura. Neste derrame de fenda, quatro canais distributivos, pelo menos, podem pôr-se em evidência. Os dois mais importantes, que formam mesmo cordões entrançados entre os quais a água, que se desviou do canal principal se escoa, paralelamente, a este. Em muitos casos, pode falar-se de derrames de fenda com diferentes lóbulos. Os canais dos derrame de fenda podem ter diques marginais naturais, mais ou menos, sinuosos, que se formam durante os períodos de cheia. Em geral, e ao contrário do que está ilustrado nesta fotografia, os derrames de fenda, que também são chamados derrames de crevasse, formam-se de preferência nos bancos opostos às barras de meandro (acumulação de limo, areia, areão ou cascalho, pouco ou não consolidada, depositada na água frouxa na parte convexa de um meandro), onde a geometria é côncava e onde a erosão se faz mais sentir. Os derrames de fenda, em geral, são mais frequentes no lado onde se depositam os diques marginais naturais, os quais correspondem a uma agregação de depósitos de inundação e, por isso, indicam não só natureza dos sedimentos transportados, mas também os regimes de escoamento do rio durante períodos que variam entre 100 e 1 000 anos. Um estudo sedimentológico e litológico detalhado dos depósitos de transbordo na cintura de meandros vale do rio Mississípi*, conduziu às seguintes conclusões: 1) Os depósitos de pântano, os diques marginais naturais fluviais e os derrames de fenda (leques de ruptura) podem ser subdivididos em unidades litológicas em associação com o desenvolvimento da cintura de meandros ou cintura de meandros ; 2) Ciclos de avulsão, progradação dos diques marginais, progradação e abandono dos derrames de fenda e das lâminas de inundação estão preservados nos depósitos das bacias de inundação ; 3) As fácies da bacia de inundação progradam para aparte central à medida que os diques naturais se sobrepõem, verticalmente, ao longo das margem dos meandros. O desenvolvimento de uma cintura de meandros divide-se em quatro fases: A) Fase de pré-avulsão ; B) Fase de avulsão ; C) Fase precoce de cintura de meandros e ç) Fase tardia de cintura de meandros. Na área de estudada, o intervalo sedimentar da bacia de inundação associada com a avulsão e o desenvolvimento da cintura de meandros (30 m) tem uma espessura máxima de cerca de 10 m. A avulsão é, provavelmente, registado na série sedimentar por uma mudança litológica de argilito azul, com detritos orgânicos depositados em águas estacionárias, em siltes de inundação e areias associadas a progradação dos diques e derrames de fenda durante a formação incipiente da cintura de meandros. Os diques naturais superficiais (areia siltosa) exibem uma estratificação granocrescente para cima (2,5 m) que reflecte a migração do meandro durante o estágio tardio do desenvolvimento da cintura de meandros. Os depósitos superficiais dos derrames de fenda (areia siltosa), inicialmente, granocrescente para cima, durante a fase de progradação são, em seguida, granodecrescente para cima quando o leque de ruptura é abandonado (3 m).

(*) K. M. Farrell, 1987- Sedimentology and facies architecture of overbank deposits of the Mississippi River, False River Region, Louisiana,The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (SEPM), Recent Developments in Fluvial Sedimentology (SP39), 1987

Desagregação (rochas).........................................................................................................................Disaggregation, Disintegration

Désagrégation / Desagregación / Auflockerung, Auflösung / 解体 / Разрушение (размельчение) / Disaggregazione, Disintegrazione /

Separação ou redução de um agregado (rocha) nos seus componentes. A alteração mecânica, isto é, o processo de desintegração de uma rocha pela acção do gelo, crescimento de cristais, absorção de água e outros processos físicos, são exemplos típicos de desagregação.

Ver: " Erosão "
&
" Sedimentação "
&
" Transporte (sedimentos) "

Como todos os geocientistas sabem, existem três classes principais de materiais terrestres. As primeiras acreções da crusta terrestre fazem-se sob a forma de magma derretido, que quando arrefece se solidifica quer em vidro vulcânico ou num agregado de minerais. Tais rochas são designadas como rochas ígneas ou magmáticas. As rochas sedimentares resultam de uma acumulação mecânica de fragmentos de partículas pré-existentes, assim como de precipitações químicas a partir da água. As rochas metamórficas englobam todas as outras rochas, cujos minerais originais e/ou texturas foram alterados de maneira significativa por variações da temperatura e pressão e/ou por deformação. Normalmente, o metamorfismo ocorre a profundidades consideráveis no interior da crusta terrestre. Os solos resultam da alteração química e desagregação mecânica das rochas. A desintegração de uma rocha, pode fazer-se de maneiras diversas, as quais se podem agrupar em duas grandes classes: (i) Mecânica, como, por exemplo, uma ruptura da rocha em pedaços mais pequenos, isto é sem mudança de composição, ou por fracturação ou desagregação dos cristais que a formam e (ii) Química, como por exemplo por transformação ou decomposição de um mineral em outro através de processos químicos, nos quais água actua como um agente muito importante. Entre os variados processos mecânicos que criam fracturas nas rochas, os mais comuns são: (a) Expansão/Compressão, com efeito variações da temperatura e pressão significativas induzem fases de compressão e expansão que fracturam as rochas, sobretudo quando os minerais que as compõem têm taxas de expansão e contracção diferentes ; (b) Regime Tectónico, na verdade, qualquer que seja a orientação do σ₁*, (vertical ou horizontal) do elipsóide dos esforços efectivos, as rochas quando submetidas a um regime tectónico fracturam-se sempre paralelamente ao σ₂ ; (c) Descarregamento por Erosão. Entre os processos que aumentam o tamanho das fracturas, a compressão induzida por congelamento e pelo crescimento das raízes das plantas são os mais comuns. A fotografia da esquerda, ilustra a desagregação das rochas graníticas no litoral NO da França, enquanto que a fotografia da direita ilustra a desagregação das camadas turbidíticas do litoral de São Diego (USA).

(*) σ₁ é o eixo maior do elipsóide dos esforços efectivos (combinação da pressão geostática, σ_g,  da pressão de poros, σ_p,  e do vector tectónico, σ_t). Num regime tectónico, quando o σ₁ é horizontal, as rochas são encurtadas, quando σ₁ é vertical, as rochas  são alongadas. Todas as falhas, quer elas sejam normais ou inversas se orientam sempre paralelamente a σ₂ que é o eixo médio do elipsóide dos esforços efectivos.

Descarbonatização.........................................................................................................................................................................................Decarbonation

Décarbonation / Descarbonatación / Entkohlung, Dekarbonatisierung / 脱碳 / Обезуглероживание / Decarbonatazione /

Remoção de dióxido de carbono (CO₂). As rochas dolomíticas, por exemplo, quando aquecidas pela intrusão de granitos são descarbonatizadas. A descarbonatização de minerais requer, em geral, uma grande quantidade de calor, uma vez que tais reacções são altamente endotérmicas.

Ver: " Calcário "
&
" Efeito de Estufa Natural "
&
" Clima "

Uma reacção química endotérmica é uma reacção cuja energia total, disponível sob a forma de calor (entalpia*), dos seus produtos, a pressão constante, é maior que a dos seus reagentes. Isto quer dizer que uma reacção endotérmica absorve energia na forma de calor. O calor** é a energia transferida de um sistema a outro, exclusivamente, em virtude da diferença de temperaturas entre eles. A temperatura, é a energia cinética associada ao movimento (vibração) aleatório das partículas que compõem um dado sistema físico. A descarbonatização é altamente endotérmica, uma vez que o incremento da entalpia é positivo (a entalpia dos reagentes é menor do que a dos produtos). O ciclo de carbono abiótico representado acima ilustra uma descarbonatização sem a intervenção de seres vivos. As trocas de carbono entre a atmosfera e oceanos controlam o pH*** destes, os quais podem actuar como fonte ou sumidouro de carbono. Junto às correntes ascendentes o oceano funciona como fonte e junto às correntes descendentes como sumidouro. Quando o CO₂ entra no oceano ele participa a uma série de reacções: (a) Dissolução: CO₂ (atmosférico) ➝ CO₂ (dissolvido) ; (b) Formação de Ácido Carbónico : CO₂ (dissolvido) + H₂ ➝ OH₂ CO₃ ; (c) Primeira Ionização : H₂CO₃ ➝ H+ + HCO₃− (ião**** de bicarbonato) ; (d) Segunda Ionização : HCO₃− ➝ H+ + CO₃−− (ião de carbonato). Nos oceanos, o carbonato dissolvido pode combinar-se com o cálcio dissolvido para precipitar carbonato de cálcio sólido (CaCO₃), principalmente, sob a forma de conchas dos organismos microscópicos. Quando esses morrem, as conchas acumulam-se no fundo do oceano. Com o tempo, estes sedimentos carbonatados formam calcários, que são o maior reservatório de carbono. O cálcio dissolvido nos oceanos provém da alteração química das rochas carbonatadas, durante a qual o ácido carbónico e outros das águas subterrâneas reagem com as rochas carbonatadas. A subducção e o vulcanismo associados às margens convergentes retornam o carbono para a atmosfera sob a forma de dióxido de carbono.

(*) A entalpia é a quantidade de energia contida numa substância. A variação da entalpia enfatiza a quantidade de energia atraída ou transferida por um sistema termodinâmico, ou seja, a proporção de energia que um sistema transfere a sua volta.

(**) Não confunda calor e temperatura. O calor é a energia que passa de um objecto a um outro, em geral do mais quente ao mais frio, o que quer dizer que o calor é uma energia de transferência de um sistema a um outro. A temperatura  é a energia cinética (movimento ou agitação) das partículas que formam um corpo ou objecto material determinado pelas suas características físicas ou químicas.  O calor é externo a um corpo, enquanto que a temperatura é interna ao corpo. O calor provoca um aumento de temperatura. A temperatura de um corpo é a responsável da sensação de quente ou de frio que o corpo nos dá.

(***) pH ou potencial de hidrogénio é uma medida da actividade química dos hidrões (protões ou iões hidrogénio) numa solução, em particular, numa solução aquosa. O pH mede a acidez ou basicidade de uma solução. Num meio aquoso a 25 ° C uma solução com um pH = 7 é dita neutra. Uma solução com um pH <7 é dita ácida (quanto menor for o pH, mais ácida é a solução). Uma solução com um pH> 7 é dita básica (quanto maior for o pH, mais básica é a solução).

(****)  Os iões são partículas com carga eléctrica que pode ser positiva ou negativa. Um átomo (unidade de partículas mais pequenas que pode existir como simples substancia ou elemento químico, e que pode intervir em uma combinação química) ou grupos de átomos quando ganham electrões originam iões negativos. Um átomo ou grupos de átomos que perdem electrões originam iões positivos. Os iões resultam de átomos ou de grupos de átomos quando ganham ou perdem electrões. Os iões que resultam de átomos chamam-se iões monoatómicos. Os que resultam de grupos de átomos chamam-se iões poliatómicos.

Descarregamento por Erosão....................................................................................................................................................Unloading

Déchargement par érosion / Descarga por erosión / Entladung / 卸载 / Разгрузка (опорожнение) / Scaricamento, Scarico da erosione /

Diminuição da pressão confinada produzida por uma erosão das rochas sobrejacentes. Desta diminuição resulta, muitas vezes, uma expansão das rochas subjacentes que é acompanhada pela formação de fracturas de relaxamento.

Ver: " Glacioeustasia "
&
" Erosão "
&
" Levantamento Tectónico "

O Mar do Norte corresponde à sobreposição de quatro tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são: (i) Soco ou cadeia de montanhas dobradas do Proterozóico ; (ii) Cadeia de montanhas dobradas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo-rifte de Pérmico / Jurássico, nas quais se depositou um espesso intervalo salífero e (iv) Bacia cratónica de idade Mesozóico / Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional deste offshore, cuja localização, entre o Reino Unido e a Noruega, é mostrada na carta geográfica reconhece-se, facilmente, uma margem continental divergente abortada e não uma bacia de tipo-rifte abortado como dizem certos geocientistas*. De baixo para cima é, relativamente, fácil identificar: (i) O Manto** que é a camada terrestre subjacente debaixo da crusta e que se estende desde uma profundidade de cerca de 30 km (bastante menos nas zonas oceânicas) até 2900 km ; (ii) A Descontinuidade de Moho ou Mohorovičić, descontinuidade na velocidade das ondas P ou ondas primárias, que têm as maiores velocidades e se propagam longitudinalmente, e assim são as primeiras a ser registadas pelos geofones, que marca o limite entre os gabros e os peridotitos subjacentes ; (iii) O Soco ; (iv) O Substrato Paleozóico ; (v) As Bacias de Tipo-Rifte Mesozóicas, associadas a um alongamento da crusta continental induzido por regime tectónico extensivo (σ₁ vertical) e (v) Uma Bacia Cratónica Cenozóica. Nesta região, o regime tectónico extensivo, provavelmente, induzido por uma anomalia térmica profunda, não foi suficiente para romper a crusta continental (não há evidência de alastramento oceânico) ou, então, a anomalia térmica deslocou-se, lateralmente, para outra região. De qualquer maneira, não houve individualização de duas placas litosféricas e assim, em vez, de se formarem duas margens divergentes de cada lado de uma crusta oceânica recente e por cima da crusta continental, formou-se, unicamente, uma bacia cratónica por cima da crusta continental. Esta região nunca foi submetida a regimes tectónicos compressivos e, assim as deformações observadas nesta tentativa de interpretação, são, principalmente, em extensão (os sedimentos foram alargados e não encurtados). Isto parece verdade, não só para as deformações induzidas pelo sal (halocinese), mas também para o levantamento isostático*** observado na parte Este da região. As estruturas antiformas (não anticlinais) induzidas pelo sal são em extensão. As deformações associadas ao levantamento isostático (que ainda hoje continuam), o qual resulta da fusão da calota glaciária que cobria a parte Norte da Europa, são, como as deformações induzidas pelo levantamento criado pelos domas de sal, estruturas em extensão. A erosão associada ao levantamento isostático, que é evidente na parte Este desta tentativa, provocou um descarregamento importante das pressões da coluna sedimentar subjacente. Sobre este assunto, os biséis superiores por truncatura no fundo do mar são mais que significativos. O exemplo do levantamento por acção de ajustamento isostático aqui ilustrado (Escandinávia), que ocorre desde o último período de deglaciação (degelo) parece estar a causar desequilíbrio isostático noutras regiões. Assim, muitos geocientistas pensam que o afundamento da Holanda é uma consequência do levantamento da Escandinávia.

(*) Uma margem divergente abortada, isto é, uma margem divergente que não se formou é a consequência de um deslocamento importante da zona de ruptura da litosfera do supercontinente. No caso particular do Mar do Norte, a zona de ruptura que estava localizada, mais ou menos, na área de “Rockwall Trough” deslocou-se para a Islândia onde se encontra, actualmente, a dorsal média Atlântica.

(**) A diferenciação do manto iniciou-se há cerca de 3,8 Ga, quando a segregação gravimétrica dos componentes do protoplaneta Terra produziram estratificação actual, que difere muito da crusta terrestre pela composição química e seu comportamento mecânico, o que se traduz pela existência de uma nítida e abrupta alteração nas propriedades físicas dos materiais (descontinuidade), que ficou conhecida como descontinuidade de Mohorovičić (ou simplesmente Moho).

(***) A isostasia tenta interpretar as compensações litostáticas que ocorrem em profundidade no manto ao nível da crusta terrestre. O princípio do ajustamento isostático diz que a litosfera, que é densa e rígida, encontra-se a flutuar sobre a astenosfera, que é consideravelmente mais densa e plástica. Quando se dá alguma alteração no relevo litosférico, ocorre, ao nível do manto uma compensação de levantamento ou afundamento da crusta, de modo a compensar a alteração. Processos como a erosão e o degelo originam anomalias isostáticas negativas, obrigando a litosfera a compensá-las por levantamento. Enquanto que processos como a sedimentação e as glaciações, originam anomalias isostáticas positivas, obrigando a litosfera a compensá-las por afundamento (http://geoexploradoras.blogspot.ch/ 2011/10/ajustamento-isostatico.html).

Descida em Aceleração (nível do mar)....................................................................................Acelerated Sea Level Fall

Chute en accélération (niveau de la mer) / Descenso en aceleración (nivel del mar) / Beschleunigte Meeresspiegel fallen / 加速海平面下降 / Ускоренное снижение (уровня моря) / Caduta di livello del mare in accelerazione /

Uma das quatro zonas que podem ser distinguidas dentro de um ciclo eustático de 3^a ordem: (i) Descida em Desaceleração (depósito dos cones submarinos de talude) até que o nível do mar não desce mais (1^a derivada negativa, 2^a derivada positiva ou seja a função, quer isto dizer, a curva, é decrescente côncava) ; (ii) Subida em Aceleração e depósito do prima de nível baixo e do intervalo transgressivo (1^a derivada positiva e 2^a derivada positiva, a função é crescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão que marca a taxa máxima de subida do nível do mar relativo ; (iii) Subida em Desaceleração e depósito do prisma de nível alto (1^a derivada positiva e 2^a derivada negativa, a função é crescente e a sua geometria convexa) até ao ponto em que nível do mar relativo não sobe mais (derivada zero) e (iv) Descida do nível do mar relativo em aceleração depósito do prisma de nível alto e do prisma de bordadura da bacia (1^a derivada negativa e 2^a derivada negativa, a função é decrescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão (1^a derivada máxima) que marca o limite do ciclo eustático.

Ver: " Ciclo Eustático de 3^a Ordem)"

Descida em Desaceleração (nível do mar).................................................................Decelerated Sea Level Fall

Chute en décélération (niveau de la mer) / Caída en desaceleración (nivel del mar) / Verlangsamte Meeresspiegel fallen / 减速海平面下降 / Замедленное снижение (уровня моря) / Caduta di livello del mare in accelerazione /

Uma das quatro sectores que podem ser distinguidos na curva de um ciclo eustático de 3^a ordem: (i) Descida em Desaceleração (depósito dos cones submarinos de talude) até que o nível do mar não desce mais (1^a derivada negativa, 2^a derivada positiva ou seja a função, quer isto dizer, a curva, é decrescente côncava) ; (ii) Subida em Aceleração e depósito do prima de nível baixo e do intervalo transgressivo (1^a derivada positiva e 2^a derivada positiva, a função é crescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão que marca a taxa máxima de subida do nível do mar relativo ; (iii) Subida em Desaceleração e depósito do prisma de nível alto (1^a derivada positiva e 2^a derivada negativa, a função é crescente e a sua geometria convexa) até ao ponto em que nível do mar relativo não sobe mais (derivada zero) e (iv) Descida do nível relativo do mar em aceleração depósito do prisma de nível alto e do prisma de bordadura da bacia (1^a derivada negativa e 2^a derivada negativa, a função é decrescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão (1^a derivada máxima) que marca o limite do ciclo eustático.

Ver: " Ciclo Eustático de 3^a Ordem)"

Descida do Nível do Mar Relativo ..............................................................................Relative Fall of Sea Level

Chute relative (níveau de la mer) / Descenso relativo (nivel del mar) / Relativen Rückgang des Meeresspiegels / 海平面相对下降 / Относительное снижение (уровня моря) / Caduta relativa del livello del mare /

Descida aparente do nível mar em relação à superfície de deposição subjacente. Uma descida do nível mar relativo pode ser criada, quando o nível do mar absoluto ou eustático desce e a superfície de deposição sobe, resta estacionária ou desce lentamente. Da mesma maneira, uma descida do nível do mar relativo pode ser criada, quando o nível do mar é estacionário e a superfície de deposição sobe, ou quando o nível do mar sobe e a superfície de deposição sobe mais rapidamente. Uma descida do nível do mar relativo reconhece-se pelo deslocamento para o largo e para baixo dos biséis de agradação costeiros.

Ver: " Subida do Nível do Mar Relativo "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Agradação "

Na estratigrafia sequencial é fundamental diferenciar: (i) O Nível do Mar Relativo, o qual é, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou o fundo do mar e (ii) O Nível do Mar Absoluto ou Eustático *, que é, global, e referenciado quer ao centro da Terra quer a um satélite radar**. Obviamente, o nível do mar relativo e resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico é em compressão). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do onshore de Timan-Pechora (Rússia), a discordância principal (em tracejado vermelho) é uma superfície de erosão, que foi causada por uma descida significativa do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Ela limita, superiormente, sedimentos, que foram truncados (sedimentos subjacentes) e sedimentos, que repousam contra ela (sedimentos sobrejacentes) por biséis de agradação costeiro. Os sedimentos subjacentes à discordância foram, parcialmente, erodidos como sugerem os biséis superiores por truncatura e também pela variação de espessura do intervalo sedimentar imediatamente debaixo da discordância. Os sedimentos sobrejacentes, que fossilizam a superfície de erosão (discordância) por biséis de agradação, neste caso biséis de agradação costeiros, que são, particularmente, bem marcados. Esta discordância foi, mais tarde, reforçada pela tectónica, que deformou a geometria original dos biséis de agradação, o que é normal tendo em linha de conta a história geológica desta região: (i) Soco de idade Proterozóico (éon entre 2,5 Ga e 542 Ma, que engloba quase metade do tempo de existência da Terra) ; (ii) Bacias de tipo-rifte cobertas por uma margem divergente de idade Câmbrico / Silúrico (orogenia Baikaliana) ; (iii) Bacia interna ao arco durante o Devónico ; (iv) Margem divergente durante o Carbonífero e Pérmico Inicial com a formação da sutura Uraliana ; (v) Bacia de antepaís durante o Pérmico e Triásico Inicial com a formação da orogenia Uraliana e (vi) Bacia cratónica até ao Cretácico Tardio com uma fraca actividade tectónica. Todas as discordâncias, mesmo aquelas, que, localmente, foram reforçadas pela tectónica, são superfícies de erosão, mais ou menos, bem visíveis, induzidas por descidas do nível do mar relativo, que põem o nível do mar debaixo do rebordo da bacia ou da planície costeira, quando a bacia não tem plataforma. Quando dentro de um ciclo-sequência, a bacia sedimentar não têm plataforma, praticamente, o rebordo da bacia coincide com o limite externo da planície costeira (rebordo continental), ou seja, com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, a qual corresponde, grosseiramente, com linha da costa, particularmente nas linhas sísmicas, quando a resolução sísmica é tomada em linha de conta. Mesmo quando a subsidência é importante, são as variações do nível do mar absoluto ou eustático e não a tectónica, que determinam a a ciclicidade das descidas do nível do mar relativo e, assim, a ciclicidade dos depósitos. As variações do nível do mar absoluto ou eustático são muito mais rápidas e frequentes, do que as mudanças tectónicas. Todavia, em certas bacias de antepaís, é provável que a influência da tectónica seja mais importante do que ela é, por exemplo, na evolução de uma margem divergente. A idade de uma discordância é dada pela descida do nível do mar relativo associada, a qual corresponde, mais ou menos, à idade dos cones submarinos de bacia do ciclo estratigráfico sobrejacente, cuja idade pode ser dada pelos fósseis das camadas pelágicas entre as camadas turbidíticas. Na realidade, entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes à discordância, o hiato é mínimo quando se depositam os cones submarinos de bacia do ciclo estratigráfico sobrejacente.

(*) O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

(**) Para compreender a diferença entre imagens radar e imagens clássicas basta saber que uma radiação é reflectida por todos os obstáculos cujas dimensões são comparáveis ao comprimento de onda da radiação. O comprimento de onda da luz visível é, ligeiramente inferior a um mícron (10^–6 m = 0,000001 metro = 0,001 milímetro). É por isso que as nuvens são opacas. As partículas e as gotas que existem nas nuvens não permitem que a luz as atravesse. Os radares, ao contrário, têm comprimentos de cerca de 5,6 centímetros para os satélites Ers. Nada nas nuvens pode impedir a passagem de este tipo de comprimento de onda. Ao contrário, ela é reflectida pelas irregularidades do solo como seixos, vegetação, etc. (Achache, L., 2004- Sentinelles da Terra. Hachette Littératures. Paris. ISBN: 2-01-2793207)

Desconformidade..................................................................................................................................................................................................Disconformity

Disconformité / Disconformidad / Disconformity, Nichtkonformität / 不合格 / Несогласие / Disconcordanza, Non conformità /

Quando os estratos ou reflectores sísmicos são, mais ou menos, paralelos ao limite de um ciclo estratigráfico ou quando não há grande evidência de uma terminação dos estratos ou reflectores, contra um limite de um ciclo estratigráfico. No campo, uma desconformidade não implica, necessariamente, uma erosão, a qual, em geral, quando pequena, não é visível nas linhas sísmicas. Uma determinada quantidade de erosão ocorre em todos os limites de ciclos estratigráficos. Os intervalos de tempo associados com uma discordância ou com uma desconformidade podem representar períodos, mais ou menos, prolongados, de exposição subaérea com um mínimo de erosão, como nos vales cavados, os quais, muitas vezes, têm dimensões inferiores à resolução sísmica.

Ver: " Conformidade "
&
" Discordância "
&
" Descida do Nìvel do Mar Relativo "

O offshore sul da Ilha aos Ursos ou Bjørnøya (ilha europeia no Árctico localizada aproximadamente a meio caminho entre o Cabo Norte e Svalbard) é constituído por uma sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Assim, por cima de soco, provavelmente, do Pré-Câmbrico, pode distinguir-se: (i) Uma cintura dobrada do Paleozóico; (ii) Bacias de tipo-rifte do Mesozóico criadas durante o alongamento da litosfera do supercontinente antes da ruptura da litosfera e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico de idade Mesozóico-Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore (Noruega), as superfícies de erosão, que caracterizam as discordâncias (inferior e superior), que limitam as bacias de tipo-rifte são bem individualizadas, uma vez que elas foram reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares). Ao contrário, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares considerados na margem divergente devem, pelo menos nas primeiras tentativas de interpretação, ser considerados como desconformidades, uma vez que, sismicamente, nenhuma superfície de erosão se pode pôr em evidência (pelo menos nesta tentativa). As configurações internas dos pacotes sedimentares, que formam esta margem divergente, são, mais ou menos, paralelas, e nenhuma terminação de bisel de agradação (relações geométricas entre estratos ou reflectores sísmicos, inicialmente horizontais que terminam contra uma superfície inclinada) ou progradação (relação geométrica associada ao limite inferior de um ciclo estratigráfico na qual os estratos ou os reflectores sísmicos, originalmente inclinados, terminam, a jusante, contra estratos, originalmente, horizontais ou menos inclinados) existe entre eles. Os biséis de agradação visíveis nesta tentativa de interpretação, são os que fossilizam a discordância associada a ruptura da litosfera, isto é, a discordância, que limita superiormente a bacia do tipo rifte. Na parte distal da bacia de tipo-rifte, os reflectores internos foram levantados e erodidos, o que sugere, fortemente, uma fase tectónica importante, provavelmente no início do alastramento oceânico que seguiu a ruptura da litosfera. Um reajustamento das placas litosfera pode, eventualmente, ser invocado para explicar um tal encurtamento (naturalmente que esta conjectura tem que ser testada). Noutras linhas, é possível que as desconformidades possam ser consideradas como discordâncias. Se numa linha paralela, o preenchimento de um vale cavado ou canhão submarino for identificado ao longo de uma desconformidade, ela deve ser considerada, por correlação lateral, como uma discordância, isto é como uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo. É por esta razão, que o geocientista encarregado da interpretação geológica dos dados sísmicos tenta sempre localizar os diferentes rebordos da bacia, onde os preenchimentos de vales cavados e os biséis de agradação são mais fáceis de pôr em evidência. Sobre este assunto é bom não esquecer que para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorovičić, quer com diferentes fácies (litologias) sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não-Conformes ou Não-Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13. wordpress.com /2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/).

Descontinuidade de Conrad.......................................................................................................................Conrad Discontinuity

Discontinuité de Conrad / Discontinuidad de Conrad / Conrad - Diskontinuität / 康拉德不连续 / Поверхность Конрада / Discontinuità di Conrad /

Superfície sub-horizontal na crusta continental a partir da qual a velocidade das ondas sísmicas aumenta de maneira descontínua. Nas regiões continentais, esta descontinuidade encontra-se, em geral, entre 15 e 20 km de profundidade, contudo, ela não se encontra nas regiões oceânicas. A maior parte dos geocientistas consideram a descontinuidade de Conrad como o limite entre a crusta superior e inferior.

Ver: " Crusta "
&
" Descontinuidade de Moho "
&
" Litosfera "

A descontinuidade de Conrad é considerada como o limite entre a crusta continental superior e inferior. Esta descontinuidade não é tão pronunciada como a descontinuidade de Mohorovičić, e não se reconhece em certas regiões continentais. Até meados do século XX a crusta superior em regiões continentais era considerada como composta de rochas félsicas como o granito (SIAL*), e a crusta inferior como composta por rochas máficas mais mais ricas em magnésio, como, por exemplo, o basalto (SIMA). Os geocientistas dessa época consideravam que a descontinuidade de Conrad devia corresponder a um contacto brusco entre as duas camadas da crusta quimicamente distintas, isto é entre o SIAl e SIMA. A partir da década de 1960 esta hipótese foi, fortemente, contestada. A partir do estudo das ondas sísmicas, os geocientistas encontraram que entre 7,5 e 8,6 km abaixo da superfície, existe uma evidente descontinuidade. Uma tal descontinuidade significa que acima dela, as ondas sísmicas viajam a uma velocidade muito diferente do que debaixo dela. É esta descontinuidade, que se encontra debaixo de todos os continentes que se chama: descontinuidade de Conrad. Os geocientistas esperavam encontrar uma mudança brusca e significativa no tipo de rocha (granito / basalto) a quando da perfuração da descontinuidade de Conrad na província de Kola. O poço de Zapoliarny (nome da cidade russa mais próxima na península de Kola), que começou dia 24 de maio de 1970 e terminou em 1989, tinha como objectivo o de perfurar o mais profundo possível (até 15000 metros) afim de atravessar a crusta terrestre para entender melhor sua composição e os mecanismos internos da Terra e eventualmente reconhecer a descontinuidade de Conrad ou a de Mohorovičić. Infelizmente, os geocientistas russos não encontraram nenhuma transição até 12 quilómetros de profundidade (mais ou menos a profundidade total do poço). Isto foi um grande choque e significa que actualmente, ninguém sabe o que representa a descontinuidade de Conrad. Provavelmente, ela não corresponde a nenhum tipo de mudança litológica, nenhuma falha ou limite de qualquer espécie. É importante não esquecer que a modelização desta estrutura invisível da crusta da Terra depende de uma interpretação realista de registos sísmicos.

(*) SIAL é um termo, já um pouco obsoleto, que designa as rochas que formam a parte principal da crusta continental, as quais são localizadas sobre rochas mais escuras e mais densas, que afloram no fundo dos oceanos e que formam o SIMA. O termo sial enfatiza o facto que as rochas que o compõem são, principalmente, formadas por silicatos ricos em alumínio e não em do magnésio como é o caso das rochas que formam o sima.

Descontinuidade nos Estratos................................................................................................................Stratal Discontinuity

Discontinuité dans les strates / Discontinuidad de estratos / Diskontinuität der Schichten / 间断地层 / Разрыв слоев / Discontinuità degli strati /

Superfície estratigráfica criada por erosão ou por um período de tempo sem depósito.

Ver: " Concordância "
&
" Discordância "
&
" Desconformidade "

As descontinuidades nos estratos podem ser: (i) Discordâncias, superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto, que é o nível do mar referenciado ao centro da Terra ou um satélite radar, e da tectónica, subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico é em compressão), as quais limitam os ciclos estratigráficos e, particularmente, os ciclos-sequência ; (ii) Desconformidades* e (iii) Hiatos por sem-deposição (intervalos de tempo referente a uma descontinuidade de sedimentação por sem-deposição e/ou por erosão de camadas já depositadas). Todas estas superfícies, quando representadas num diagrama cronostratigráfico, são, em geral, compostas por dois segmentos sub-horizontais separados por um talude. A idade das discordâncias é dada pela idade do hiato mínimo, o qual, na grande maioria dos casos, é localizado na base do talude ou planície abissal, onde, praticamente, há uma continuidade de sedimentação. O limite de um ciclo estratigráfico, como, por exemplo o limite inferior de um ciclo-sequência, corresponde a uma superfície de erosão (discordância) a qual representa um hiato antigo criado pela erosão (pelo menos à montante do rebordo da bacia). Dentro de um ciclo-sequência, um hiato mais recente do que o associado à discordância inferior, que o limita, é, geralmente, um hiato por sem deposição. Neste diagrama cronostratigráfico estão representadas: (i) A Eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) As Terminações das Reflexões ; (iii) As Descontinuidades dos Estratos, isto é, os biséis de agradação, de progradação e os biséis somitais ; (iv) Os Hiatos ; (v) As discordâncias e (vi) A Paleobatimetria (batimetria do ambiente marinho em que a sedimentação de uma unidade litológica particular ocorreu, que caracteriza um momento de história geológica na qual ele se efectuou). As superfícies principais da base das progradações (que dentro dos ciclos-sequência limitam os intervalos transgressivos, IT, dos prismas de nível alto, PNA, por exemplo) e as superfícies dos biséis de agradação são, facilmente, identificadas, uma vez que as primeiras inclinam para a terra, neste caso para a esquerda, mas progradam para a direita, isto é em direcção do mar. As superfícies de agradação, que fossilizam as discordâncias, inclinam para a direita (para o mar), mas invadem o continente (esquerda). Os biséis somitais ou biséis superiores reconhecem-se debaixo das discordâncias, mas deslocam-se para a direita (para o mar), ao contrário dos biseis de agradação. Os hiatos máximos e mínimos reconhecem-se facilmente, o que permite uma datação, mais ou menos, correcta das discordâncias (hiato mínimo). A paleobatimetria aumenta para jusante (direita). As superfícies dos biséis de agradação, em água profunda, sugerem cones submarinos da bacia ou talude. A única maneira de datar, mais ou menos, correctamente uma discordância, é de datar os cones submarinos da bacia associados com a descida do nível do mar relativo que provocou a superfície de erosão (discordância), o que quer dizer, que em todo os outros casos, o erro da datação é muito grande. Uma boa datação de um cone submarino de bacia (CSB) requere um testemunho de sondagem que contenha a camada pelágica, que recobre, normalmente, cada camada turbidítica, uma vez que ela a única que pode conter os fósseis representativos não só do ambiente sedimentar, mas também da idade da deposição.

(*) Para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorovičić, quer com diferentes fácies (litologias) sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não-Conformes ou Não-Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com/ 2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Descontinuidade de Guttenberg.....................................................................................Guttenberg Discontinuity

Discontinuité de Guttenberg / Discontinuidad de Guttenberg / Gutenberg - Diskontinuität / 古登堡界面 / Граница Гутенберга / Discontinuità di Gutenberg /

Descontinuidade entre o manto e núcleo da Terra. Esta descontinuidade é sublinhada por uma diminuição significativa da velocidade das ondas sísmicas P e pelo desaparecimento total das ondas sísmicas S, o que sugere que a parte externa do núcleo terrestre é, provavelmente, no estado líquido.

Ver: " Terra "
&
" Sial "
&
" Descontinuidade de Moho "

A descontinuidade de Gutenberg ocorre dentro do interior da Terra a uma profundidade de aproximadamente 2900 quilómetros debaixo da superfície, onde há uma mudança abrupta no comportamento das ondas sísmicas (geradas por terremotos ou explosões) que viajam através da Terra. A esta profundidade, as ondas sísmicas primárias (ondas P) diminuem de velocidade, enquanto que as ondas sísmicas secundário (ondas S) desaparece completamente. Como as ondas S não podem transmitir-se através dos líquidos, os geocientistas pensam que o intervalo acima da descontinuidade de Gutenberg é sólido, enquanto o intervalo subjacente é líquido. Esta mudança marca o limite entre duas camadas do interior da Terra, conhecidas como o manto inferior (que é considerado sólido) e o núcleo exterior (que é considerado como fundido). Pensa-se que a secção líquida do núcleo externo é mais quente do que o núcleo sobrejacente de cerca de 700° C. Ela é também mais densa, provavelmente, devido a uma maior percentagem de ferro. Este limite entre o núcleo e manto, que foi individualizado pela variação de ondas sísmicas a esta profundidade, é muitas vezes referida como a limite núcleo-manto, ou a CMB ("core-mantle boundary" em inglês). Este limite ou descontinuidade de Guttenberg corresponde a uma zona estreita com ondulações que podem ser atingir 5-8 km de largura. As ondulações são afectados pelas correntes convecção do manto sobrejacente, o que, eventualmente, pode ser a força motriz de movimento das placas litosférica na Tectónica das placas. Estas ondulações no limite núcleo-manto são também afectados pelos redemoinhos e correntes subjacentes dentro do núcleo externo, dos fluidos ricos em ferro, que são responsáveis pelo campo magnético da Terra. O limite entre o núcleo e manto não permanece constante. Como o calor do interior da Terra se dissipa lentamente, o núcleo líquido solidifica-se ao mesmo tempo que se contrai gradualmente dentro da Terra, o que causa um deslocamento em profundidade do limite núcleo-manto dentro do núcleo da Terra.

Descontinuidade de Moho (Mohorovičić)..........................................................................................Moho Discontinuity

Discontinuité de Moho / Discontinuidad de Mohorovičić / Mohorovičić - Diskontinuität / 莫氏不連續面 / Граница Мохо / Discontinuità di Mohorovičić /

Limite entre a crusta e manto terrestre. A descontinuidade de Moho, que se situa, inteiramente, na litosfera, separa a crusta continental e oceânica do manto subjacente. Entre as rides oceânicas médias, a descontinuidade de Moho marca o limite entre a litosfera e a astenosfera. É sinónimo de Descontinuidade de Mohorovičić.

Ver: " Litosfera "
&
" Crusta "
&
" Descontinuidade de Mohorovicic "

A descontinuidade de Mohorovičić foi identificada pela primeira vez em 1909, por Andrija Mohorovičić, quando ele observou que nos sismogramas dos sismos de foco superficial existam dois conjuntos de ondas P e S, um que seguia uma trajectória perto da superfície da Terra e outra que era refractado por um meio de alta velocidade. A descontinuidade de Moho ou de Mohorovičić está, mais ou menos, a 5-10 km abaixo do fundo do oceano e cerca de 20-90 km debaixo dos continentes (em média 35 km). O mapa ilustrado nesta figura mostra a espessura da crusta terrestre. Os maiores valores (cores escuras) estão debaixo das grandes montanhas como: Andes (oeste da América do Sul), Montanhas Rochosas (oeste da América do Norte), Himalaias (norte da Índia no Sul da Ásia central) e Urais (norte-sul alinhamento entre Europa e Ásia). Imediatamente acima desta descontinuidade, as velocidades das ondas sísmicas primárias (ondas P) são as do basalto (6,7-7,2 km/s), e abaixo (7,6 - 8,6 km/s) as dos peridotitos ou dunitos (peridotito ultramáfico constituído sobretudo por olivina com piroxena, plagioclase ou cromite como minerais acessórios). Isto sugere que ela marca uma mudança de composição. Até hoje ninguém conseguiu testar a descontinuidade de Mohorovičić. O poço mais profundo que foi perfurado, até a hoje, foi localizado na península de Kola (poço de Zapoliarny do nome da cidade russa mais próxima que começou dia 24 de maio de 1970 e terminou em 1989 e que tinha como objectivo o de perfurar o mais profundo possível, cerca de 15000 metros afim de atravessar a crusta terrestre para entender melhor sua composição e os mecanismos internos da Terra e eventualmente reconhecer a descontinuidade de Conrad ou a de Mohorovičić). Este poço atingiu uma profundidade de cerca de 12 km. Esta perfuração para atingir a descontinuidade de Moho foi um fracasso, uma vez que os geocientistas russos não encontraram nenhuma transição até 12 quilómetros de profundidade (mais ou menos a profundidade total do poço). Todavia, existem, afloramentos do material do manto, que foi trazido à superfície pelas deformações tectónicas. Note que em geologia, o termo descontinuidade* nem sempre é utilizado para designar uma superfície que marca uma mudança de velocidade das ondas sísmicas, como no caso da descontinuidade de Mohorovicic (referida, por vezes, como "Moho").

(*) Em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não-Conformes ou Não-Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com/ 2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Descontinuidade de Mohorovičić (Moho).....................................................Mohorovicic discontinuity

Discontinuité de Mohorovicic (Moho) / Discontinuidad de Mohorovicic (Moho) / Mohorovičić-Diskontinuität / 莫氏不連續面 / Поверхность Мохоровичича / Discontinuità di Mohorovičić /

A descontinuidade de Mohorovičić, que se situa, inteiramente, na litosfera, separa a crusta continental e oceânica do manto subjacente. Entre as rides oceânicas médias, a descontinuidade de Mohorovicic marca o limite entre a litosfera e a astenosfera. Sinónimo de Descontinuidade de Moho.

Ver : " Crusta "
&
" Descontinuidade de Conrad "
&
" Descontinuidade de Gutenberg "

Dia 8 de Outubro de 1909, um forte sismo atingiu o vale do rio Kupa, com o epicentro O perto de Pokupsko (40 km a sudeste de Zagreb). Os edifícios em tijolo e pedra foram muito danificados, mas não houve nenhum dano nas casas construídas em madeira. O terremoto foi registado nas estações sismológicas de muitos países europeus. Mohorovičić para estudar o terramoto mais em detalhe, pediu aos seus colegas europeus que lhe enviasse cópias dos sismogramas ou das leituras do tempo de chegada das ondas. A fase de chegada do pulso principal e das réplicas, assim como de uma grande maioria dos terramotos que ocorreram entre 1904-1905, permitiram a Mohorovičić de compreender como as ondas do terramoto se propagam através do interior da Terra, o que está ilustrado do diagrama da direita desta figura. Mohorovicic descobriu existência de uma superfície de descontinuidade, chamada hoje, descontinuidade de Mohorovičić, e hipotetizou que devem existir reflexões associadas às ondas sísmicas. Mohorovičić também calculou a uma tabela dos tempos de viagem teóricos para sete reflexões fundamentais que correlacionavam bem com os dados observados a partir de, nessa altura, de fases ainda não identificadas. A descoberta desta descontinuidade no interior da Terra tornou-se uma solução de um dos primeiros problemas de inversão em geofísica, quer isto dizer, que na base nos dados observados à superfície da Terra, podem determinar-se as propriedades das camadas terrestres através das quais as ondas sísmicas se propagam. Desta maneira, certos métodos sísmicos foram e são ainda utilizados para determinar as propriedades do interior da Terra, inacessível a medidas directas. A descontinuidade de Mohorovičić, como ilustrado encima à esquerda, é o maior evento natural do nosso planeta, uma vez que existe em todas as partes da Terra. Em média situa-se a uma profundidade de 33 km (sob os oceanos é menos profunda entre 5 e 10 km, mas sob as montanhas pode alcançar 70 km). As maiores profundidades encontram-se debaixo das grandes montanhas como: Andes (oeste da América do Sul), Montanhas Rochosas (oeste da América do Norte), Himalaias (norte da Índia no Sul da Ásia central) e Urais (norte-sul alinhamento entre Europa e Ásia).

Desembocadura (do rio).....................................................................................................................................................................Mouth of a River

Bouche (du fleuve) / Desembocadura (río) / Mündung eines Flusses / 口河 / Устье реки / Foce di un fiume /

Lugar de descarga de uma corrente quando esta entra: (i) Numa corrente mais importante ; (ii) Num lago ou (ii) No mar. A desembocadura ou foz de um rio, não deve ser confundir com a embocadura de uma baía, a qual é a entrada da baía, isto é, a parte da baía que está em contacto, e que faz a conexão, com o corpo principal de água (em geral o mar). Sinónimo de Foz.

Ver: " Linha da Costa "
&
" Rio "
&
" Delta "

O lugar onde um rio encontra uma outra massa de água chama-se a desembocadura do rio. A desembocadura pode ser onde um rio encontra o mar, um lago ou uma massa de água maior. Muitos dos rios escoam-se par o mar, como ilustrado nesta figura, onde o rio Sittang entra no oceano Índico. Nem todas as desembocadura são iguais. Uma desembocadura pode ser um estuário (quando ela é muito larga) ou um delta (quando se forma corpo sedimentar em forma de leque). Nem todos os rios entram no mar. O rio Jordão, por exemplo, desagua no Mar Morto, que é, actualmente, um lago. Outros rios não têm desembocadura. Isto é, particularmente, frequente nas regiões desérticas, onde as correntes e torrentes cavam fundos sub-horizontais com bancos quase verticais, chamados "arroyos (em espanhol) ou "widian" (singular "wadi", em árabe) e, que, simplesmente, secam. É nas desembocadura dos rios que termina o ciclo da água, a qual circula entre os oceanos, atmosfera, terra e de novo nos oceanos. A água dos oceanos, mares e lagos evapora-se para a atmosfera. À medida que o vapor de água sobe na atmosfera, o vapor condensa-se formando gotas de água, que juntando-se formam as nuvens, sobretudo, os nimbostratus (nuvens  de aspecto amorfo com uma base difusa e baixa e de grande espessura, o que lhe confere uma cor cinzenta escura, que normalmente oculta totalmente o Sol) , que são as nuvens da chuva. Quando as gotas de água nas nuvens da chuva se tornam muito grandes, elas caiem sob a forma de chuva. Esta pode cair, directamente, no mar e assim terminar o seu ciclo da água. Mas ela pode, também, cair num lago terminando o ciclo. Igualmente, a chuva pode cair num rio. Quando a chuva cai na terra, ela infiltra-se e, depois de um trajecto, mais ou menos, complicado, ela vai encontrar um rio e, de vez enquanto, um lago. Desde que os rios desaguam no mar o ciclo termina, para recomeçar com a evaporação. É por tudo isto que muito autores dizem que a desembocadura dos rios marca o fim do ciclo da água. No esquema das desembocaduras ilustrado acima, quatro tipos são consideradas: (i) Desembocadura simples; (ii) Desembocadura semifechada sem delta ; (iii) Desembocadura semifechada com delta e (iv) Desembocadura aberta com delta. Os números neste esquema representam: 1) A área de desembocadura de um rio ; 2) Limite da desembocadura ; 3) Parte de desembocadura do rio acima do delta ; 4) Delta ; 5) Zona aberta "nearshore*" ; 6) Corpo de água semifechado (baía do mar estreita, limão, lagoa, estuário) ; 7) Preenchimento deltaico (ápice do delta) ; 8 ) Saliência do delta ; (9) Cabeça do delta (ápex do delta) ; 10) Canal subaquático ; 11) Restinga de bloqueio ; 12) limite superior do rio da desembocadura do rio (cabeça da desembocadura do rio) e 13) Limite do mar na área de desembocadura do rio.

(*) A zona que se estende para o mar a partir da linha de água baixa, muito além da zona de rebentação que define a área influenciada pelas correntes marinhas litorais. A zona costeira que se estende para lá da que a zona litoral.

Deserto.............................................................................................................................................................................................................................................................................Desert

Désert / Desierto / Wüste / 沙漠 / Пустыня / Deserto /

Área com uma precipitação anual de chuva inferior a 250 mm. Os desertos formam cerca de um terço da superfície terrestre. A temperatura diária estival pode ultrapassar 45° C e a temperatura nocturna, invernal, pode ser inferior a 0°C. Estas diferenças de temperaturas são, em grande parte, devidas ao grau de humidade, extremamente, baixo que os desertos têm.

Ver: " Ambiente de Deposição "
&
" Bacia por Deflação "
&
" Duna da Praia Alta "

A maioria das classificações dos desertos é baseada numa combinação do número de dias de chuva por ano, da quantidade pluviométrica anual, da temperatura, da humidade e de outros factores. Os desertos também são classificados pela sua localização geográfica e pelo padrão climático predominante: (i) Desertos em regiões ventos alísios, como, por exemplo o deserto do Saará ; (ii) Desertos em regiões de latitudes médias, como o deserto de Soonora na América do Norte ; (iii) Desertos devidos a barreiras ao ar húmido, como o deserto Judéia em Israel ou o deserto do Vale da Morte nos Estados Unidos ; (iv) Desertos costeiros, como o Atacama no Chile ou o deserto do Namibe no SO da África ; (v) Desertos de monção, como  o deserto do Rajastão na Índia ou o deserto Thar  no Paquistão ; (vi) Desertos polares, como os deserto da Antárctica e da Gronelândia ; (vii) Desertos fósseis ou paleodesertos ou seja antigas áreas desérticas presentes, actualmente,  em regiões não-áridas, como por exemplo o deserto de Kalahari na África Austral (Angola, Botswana, Namíbia e África do Sul) e as montanhas de areia ("Sand Hills") no centro de Nebraska (USA).   Esta fotografia ilustra o deserto do Namibe (deserto de Moçamedes antes de 1985) situado no Sudoeste de Angola perto da fronteira com a Namíbia. O deserto do Namibe é um deserto costeiro. O clima árido da região é causado pela corrente de ar seco arrefecida pela corrente fria de Benguela (corrente marinha que se escoa para o Norte ao longo da costa Oeste da África do Sul, Namíbia e Angola até que ela se misture com a corrente quente do sul do equador). Esta corrente ascendente é reforçada pelos ventos dominantes que sopram do deserto para o oceano. Os ventos (de Este para Oeste) exageram o deslocamento (para a esquerda) das águas superficiais do oceano da costa africana provocado pelo efeito de Coriolis, deixando assim espaço para que as águas profundas e frias subam para a superfície. A corrente de Benguela tem uma largura que varia entre 3 e 300 km e alarga-se à medida que se escoa para norte e noroeste. As duna de areia do deserto de Namibe, ilustradas nesta figura, são das mais altas do mundo, uma vez que elas podem atingir que altura de 400 metros. A pluviometria é, extremamente, fraca e, em certas áreas do deserto, ela não atinge 30 mm por ano. A geometria das dunas mostra, claramente, que os flancos de barlavento (de onde sopra o vento), que são muito mais íngreme que os flancos de sotavento (para onde sopra o vento) , estão orientado para Este, onde a areia é empurrada pelo vento para o topo da duna. O deserto do Namibe é o país da Welwistschia Mirabilis, que é uma extraordinária planta (semelhante a um polvo gigante), que pode medir entre 2 e 4 metros. Esta planta foi descoberta pelo Dr. Friedrich Welwisch em 1860 e foi a ela que Charles Darwin (1809-1882) deu no nome de "ornitorrinco do reino vegetal" é um milagre da evolução. Só com a névoa matinal, cada exemplar pode viver cerca de 2 mil anos. Por causa da sua estranha forma (apenas com duas folhas rígidas e fibrosas acopladas a um caule grosso e achatado), os biologistas consideram Welwistschia Mirabilis como uma espécie de árvore anã.

Desgaste (das rochas)........................................................................................................................................................................................................................Worness

Usure / Desgaste / Abnutzung / 穿 / Изношенность / Usura /

Em geologia, desgaste exprime o gasto pelo uso, quer por corrosão, fricção ou atrito. A erosão é a acção de agentes atmosféricos, que tem como resultado o desgaste dessas rochas e o transporte e deposição do material desprendido.

Ver: « Sedimento »
&
« Erosão »
&
« Corrasão »

As rochas são corpos sólidos formados pela agregação de materiais minerais, podendo tais corpos serem formados por um ou de vários tipos de minerais. Todas as rochas começaram por se formar num estado ígneo, sob elevadas temperaturas. No exterior da crusta terrestre, as rochas em estado ígneo foram ejectadas através dos vulcões. O material ígneo arrefecendo, forma corpos sólidos de formas variáveis. As rochas sofrem processos contínuos de desgaste, através de condições diversas, como, por exemplo, as intempéries, tempestades, etc. O tipo de rocha formado pela deposição das partículas criadas pelos agentes de desgaste forma as chamadas rochas sedimentares. O desgaste que as rochas originais (rochas primárias ou ígneas) sofrem transforma-as, gradualmente, em partículas sedimentares que acabam por serem incorporadas noutros ciclos naturais (carregadas pelos rios, ventos ou chuva). Com o tempo (milhares e milhares de anos), as partículas das rochas originais desgastadas, depositam-se em camadas sobre o solo, e vão sendo empurradas para as partes mais internas da Terra pela pressão geostática (peso dos sedimentos). Finalmente, as partículas sedimentares retornam ao meio ambiente onde as rochas se encontra em estado, mais ou menos, líquido, fundindo-se novamente, para recomeçar o ciclo das rochas. Acção mecânica da água e vento desgasta de maneira substancial as rochas. O movimento das águas e ventos provoca o desgaste acelerado das rochas visto que ele promove a sua desagregação física. Estes fenómenos são amplificados, como é o caso durante as tempestades de areia nas quais areia a grandes velocidade choca com as rochas provocando o seu desgaste. A crioclastia* é, igualmente, um processo importante do desgaste das rochas. Ela faz-se através da infiltração de água nas fendas existentes nos maciços rochosos. Quando a temperatura desce a valores negativos a água congela e aumenta de volume, o que exerce uma grande pressão sobre as fendas, alargando-as o que contribui para o desgaste das rochas.

(*) Processo de fragmentação das rochas e glaciares pela força exercida pela água que congela dentro das fissuras.

Desintegração (em cadeia)........................................................................................................................................................................Desintegration

Désintégration (en chaîne) / Desintegración (cadena) / Zerfallsreihe, Disintegration (Kette) / 放射系, 解体（连锁) / Разрушение, дезагрегация (пород) / Decadimento (catena) /

Série de desintegrações, que aparecem por transformação espontânea de um radioisótopo instável, permitindo chegar a um elemento químico cujo núcleo atómico é estável, isto é, não radioactivo. O chumbo é, geralmente, o ponto estável no qual as cadeias de desintegração terminam.

Ver : " Isótopo "
&
" Datação Radiométrica "
&
" Fusão Nuclear "

O neutrão* só é estável dentro do núcleo de um átomo estável. Bastam cerca de 15 minutos a um neutrão livre para que ele se transforme noutras partículas: um protão, um electrão e um antineutrino. Esta desintegração beta do neutrão foi estudadas durante dezenas de anos sem que se possa dar a prova experimental das emissões ocasionais de fotões** prevista pela teoria. Esta medida é difícil porque a vida de um neutrão é muito longa e muitos poucos neutrões se desintegram simultaneamente. Entre aqueles que se desintegram muito poucos emitem fotões. Para piorar esta situação, as emissões par são muito importantes. A equipa de pesquiza do NIST ("National Institute of Standards and Technology") determinou que, em média, pouco mais de três neutrões sobre 1000 que se decompõem produzem um fotão com um nível de energia muito baixo, mas suficiente para ser observado. O valor é medido com apenas 10 por cento de incerteza, o que é considerado notável, dado que essa desintegração radioactiva nunca tinha sido observada antes. Ao fim de um microsegundo depois do Big Bang, a união mais imediata feita pelas partículas chamadas quarks foi de formarem grupos de três. Um tal grupo de três quarks forma um sistema no qual os quarks se deslocam e interagem embora fiquem distintos e fortemente ligados. Este sistema forma um núcleo (o volume de um núcleo é cerca de 10000 vezes o de um quarks). Ao fim 380000 mil anos depois o Big Bang, quando a temperatura desceu para cerca de 3000° C, apareceu uma nova partícula o electrão que se meteu a girar â volta dos nucleões. Entre o electrão e o nucleão não existe nada, tudo é vazio. Um nucleão, função dos casos, é composto se neutrões e protões. As partículas elementares identificadas até hoje são em número restrito e de duas espécies. As que constituem a matéria, isto é, as que constituem os protões, neutrões e electrões são chamadas fermiões (o quarks pertencem a esta categoria). As que constituem as radiações e as forças que agem sobre a matéria são chamada bosões.

(*) Um neutrão é uma partícula massiva sem carga eléctrica. Trata-se de um barião (uma partícula subatómica composta por três quarks ou seja por partículas elementares sensível à interacção nuclear forte) formado por dois quarks abaixo e um quark acima. Existem seis tipos de quarks: o quark ascendente (u), o quark descendente (d), o quark estranho (s), o quark de charme (c), o quark abaixo (b) e o quark acima (t). Os quarks que são fermiões (partículas com spin ou momento angular intrínseco de valor não-inteiro de carga fraccionada) formam os hadrões. As partículas com spin de valor inteiro são designadas bosões. Os neutrões e os protões constituem os núcleos dos átomos. O neutrão tem uma vida média de cerca de quinze minutos fora do núcleo atómico, quando emite um electrão e um antineutrão para se converter num protão. Os neutrões, que têm uma massa semelhante à dos protões, são necessários para a estabilidade dos núcleos atómicos (à excepção do hidrogénio).

(**) Um fotão é uma partícula elementar, o quantum (quantidade mínima de qualquer entidade física envolvida em uma interacção) de todas as formas de radiação electromagnética, inclusive luz. É a partícula que mede a força electromagnética, mesmo quando estática através de fotões virtuais. O fotão tem uma massa zero e, consequentemente, as interacções desta força fundamental são observáveis tanto microscópica e escala macroscópica. Como todas as partículas elementares, um fotão exibe a dualidade onda-partícula ou seja, exibe simultaneamente, as propriedades de uma onda e de uma partícula.

Deslizamento...................................................................................................................................................................................................................................................Slump

Glissement / Deslizamiento / Abrutschungen, Erdrutsch / 滑坡 / Сдвиг, срыв (пород) / Franamento/

Movimento rotativo, para baixo e para fora, em direcção da pressão de confinamento mais pequena, de um conjunto de rochas que se deslocam como uma unidade ou como uma séries de unidades.

Ver: « Falha Lístrica »
&
« Montículo de Deslizamento »
&
« Turbiditos Proximais »

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Norte do Brasil (offshore de Barreirinhas), as estruturas compressivas, visíveis no talude continental e nos intervalos sísmicos, foram criadas por um regime tectónico compressivo local, definido por elipsóide dos esforços efectivos achado. Este regime compressivo, caracterizado por um σ₁ horizontal (eixo maior do elipsóide), foi induzido como uma contrapartida aos deslizamentos gravitários observados a montante e, que estão associados a um regime tectónico extensivo definido por um elipsóide dos esforços efectivos (soma da pressão geostática, hidrostática e tectónica) oblongo (σ₁ vertical). As falhas associadas a estes deslizamentos são falhas lístricas (do Grego “listron” que significa colher), quer isto dizer, que a montante, os planos de falha têm uma geometria de falha normal (extensão), enquanto que na parte inferior, eles têm um geometria de falha inversa. Na parte inferior do plano das falhas lístricas, há um excesso de sedimentos e, para satisfazer as novas condições de volume (Lei do Goguel), os sedimentos são obrigados a encurtar-se (compressão) formando estruturas anticlinais e/ou falhas inversas. Na natureza, há uma única maneira de alargar os sedimentos (regime tectónico extensivo). Ela faz-se por falhas normais (com os plano de falhas paralelos ao eixo médio do elipsóide dos esforços efectivos). Ao contrário, existem duas maneiras pelas quais os sedimentos se encurtam, quando estão submetidas a um regime tectónico compressivo. A primeira, é formação de estruturas anticlinais e sinclinais (cilíndricos ou cónicos). A segunda é o desenvolvimento de falhas inversas. As dobras (anticlinais/sinclinais) formam-se primeiro. As falhas inversas formam-se quando o encurtamento produzido pelos dobras é insuficiente. A formação de um regime tectónico compressivo como resposta à um regime tectónico extensivo a montante, como ilustrado acima, só se forma quando a pressão de confinamento é fraca, o que quer dizer, que a partir de uma certa profundidade de enterramento (sob um a grande espessura de sedimentos), a sua formação é pouco provável.

Deslocamento ou Desvio para o Vermelho.......................................................................................................Redshift

Décalage vers le rouge / Corrimiento al rojo / Rotverschiebung / 紅移 / Красное смещение / Spostamento verso il rosso /

Aumento do comprimento de onda da luz que um objecto emite quando se afasta de um observador. Quando um objecto se afasta de um observador ou quando um observador se aproxima de um objecto, os comprimentos de onda da luz emitida pelo objecto aumentam no primeiro caso e diminuem no segundo. Como os comprimentos de onda da luz vermelha são maiores do que os das outras partes do espectro visual, quando um objecto se afasta de um observador há um deslocamento em direcção da luz vermelha.

Ver: " Universo Inflacionário "
&
" Big Bang (teoria) "
&
" Big Crunch (teoria) "

O deslocamento para o vermelho é um fenómeno muito bem documentado e considerado como uma prova da expansão do Universo e do modelo cosmológico do Big Bang. Esta expressão é, também, utilizada para a uma noção, mais geral, de deslocamento para o vermelho ou para o azul, observada entre os objectos astronómicos quando se deslocam para longe ou perto, de um observador, independentemente do movimento geral de expansão. Neste sentido, o deslocamento para o vermelho é, mais ou menos sinónimo do efeito Doppler* (mudança da frequência de uma onda para um observador em movimento em relação à fonte da onda). A lei de Hubble** (as galáxias afastam-se umas das outras a uma velocidade proporcional à sua distância, isto é, quanto mais distante uma galáxia está de um observador, mais ela parece afastar-se rapidamente), por vezes, escreve-se como uma relação entre a distância e velocidade radial dos objectos observados. Se esta descrição convém para certos objectos (nem muito perto nem muito distante), ela não é adequada para os objectos muito distantes. Para estes, a situação é mais complicada, uma vez que o conceito de distância na teoria da relatividade geral não é clara, e deve-se precisar de que distância se trata (distância de luminosidade, distância angular, etc.). O deslocamento para o vermelho não é devido a um efeito Doppler (é um fenómeno físico observado nas ondas  quando emitidas ou reflectidas por um objecto que está em movimento com relação ao observado). Ele é, dificilmente, interpretado em termos de velocidade. A relatividade geral*** permite calcular a relação entre o deslocamento (desvio) para o vermelho e uma distância definida. Esta relação depende do modelo cosmológico considerado. Para um determinado modelo, existe uma correlação entre o desvio para o vermelho e a distância que, por vezes, é exprimida em termos de distância-desvio (designada por z).

(*) Variação da energia  da cor da luz (ou do som) devido ao movimento relativo da fonte de luz (ou do som) en relação ao observador. Se a fonte se afasta, a energia diminui e a luz é desviada para o vermelho ( o som torna-se mais grave). Se a fonte da luz se  aproxima, a energia aumenta e a luz é desviada para o azul (o som torna-se mais agudo). O desvio da luz é proporcional à velocidade de afastamento ou de aproximação.  O desvio para o vermelho de uma galáxia varia en função da distância (lei de Hubble).

(**) Em 1929, Edwin Hubble avançou a conjectura que, de uma maneira geral, as galáxias estão a afastar-se umas das outras. O que muitos consideram como consequência de uma grande explosão e que as galáxias estão voando pelo espaço.  Todavia, Einstein mostrou que, na realidade, é o espaço entre as galáxias que está a expandir-se. Isso acontece porque o Big Bang não foi uma explosão  dentro do espaço, mas uma explosão do próprio  espaço, que estava concentrado em um minúsculo ponto e, assim que explodiu, deu origem ao universo. Como em uma explosão que se arrasta por mil milhões de anos (1 x 10⁹), esse espaço continua a se expandir – isso explica o facto do espaço ser tão dinâmico. (http://revistagalileu.-globo.com/Ciencia/noticia/2015/11/5-conceitos-que-foram-revolucionados-pela-teoria-geral-darelatividade.html)

(***) A teoria da relatividade geral é um conjunto de hipóteses que generaliza a relatividade especial e a lei da gravitação universal de Newton e que fornece uma descrição unificada da gravidade como um propriedade geométrica do espaço e do tempo ou espaço-tempo.

Desmoronamento................................................................................................................................................................................................................Rock-Slide

Éboulement / Desmoronamiento / Abstürze / 岩-幻灯片, 滑坡 / Обвал (оползень) / Rocca-scivolo, Frana, Scoscendimento /

Fenómeno geológico que inclui uma vasta gama de movimentos do solo e do substrato rochoso, como, por exemplo, quedas de rochas, deslizamentos, escoamento de detritos, etc., os quais podem ocorrer no offshore, ao longo da linha da costa ou no onshore.

Ver: « Escoamento de Detritos »
&
« Erosão »
&
« Deslizamento »

Os Serviços geológicos dos Estados Unidos (USGS, en inglês) diferenciam, perfeitamente, um deslizamento de terreno ("landslide") de um desmoronamento ("slump"). Para eles, um deslizamento de terreno é um movimento costa abaixo de rochas, solo ou lama, enquanto que um desmoronamento ou queda de rochas é um tipo particular de deslizamento, no qual a massa rochosa se separa ao longo de uma superfície curva e move-se costa abaixo de maneira, mais ou menos, intacta. Em caso extremos, é relativamente fácil de separar um deslizamento de um desmoronamento de terreno, mais na maior parte dos casos dentro de um desmoronamento encontram-se deslizamentos e vice-versa. Nesta figura, o movimento gravitário do terreno ("White Rock) ao longo do rio Shinano, na costa Oeste do Japão, pode, globalmente, ser considerado como um desmoronamento (queda de blocos rochosos) dentro do qual vários deslizamentos podem ser reconhecidos. Os movimentos rochosos, costa abaixo, são muito frequentes debaixo de água e, em particular, ao longo dos taludes continentais, e que eles são os responsáveis da formação de olistostromas* de grandes dimensões. Existem formações geológicas que são compostas por uma aglutinação de olistostromas, as quais, por vezes, são interpretadas de maneira errónea, sobretudo fazem parte de cadeias de montanhas, como é o caso na América do Sul. Um certo número de estruturalistas (geocientistas especialistas da tectónica, mas que, por vezes, desconhecem os princípios básicos da geologia, em particular da sedimentologia, estratigrafia e paleontologia) têm tendência a tudo explicar pela tectónica. Nunca esqueça, que antes de deformar os sedimentos, estes têm que se depositar e que uma cadeia de montanhas é o resultado do encurtamento e levantamento de bacias sedimentares.

(*) Depósitos sedimentares compostos de uma massa caótica de material heterogéneo, como, blocos e lama, conhecidos como olistolitos, que se acumulam como um corpo semifluido, associado a deslizamentos e desmoronamentos gravitários de sedimentos não-consolidados. O termo olistolito pode designar, igualmente, um grande bloco de rocha proveniente da frente de um manto de carga e colocado em movimento numa bacia sedimentar ao longo de sua formação ou uma massa rochosa consolidada que desliza por gravidade dentro de uma bacia sedimentar.

Desnudação.....................................................................................................................................................................................................................................Denudation

Dénudation / Denudación / Denudation / 剥蚀 / Денудация (снос) / Scollate /

Conjunto dos processos geológicos que conduzem a um nivelamento ou abaixamento, progressivo, da superfície da terrestre que ele seja por desagregação, erosão, dissolução ou transporte.

Ver: " Erosão "
&
" Ciclo de Davis "
&
" Ciclo das Rochas "

Como ilustrado nesta fotografia do Canhão de Bryce, no Estado de Utah (EUA), o primeiro processo geológico para que uma desnudação (exposição de massas de rochas ou de uma formação à superfície, devido à remoção do material sobrejacente por erosão) seja eficiente é uma descida significativa do nível do mar relativo afim que rochas depositadas sob uma profundidade de água, mais ou menos, importante sejam exumadas e expostas à acção dos agentes erosivos (chuvas, rios, vento, neve, mar, acção das ondas, intemperismo, mas também o homem, as ondas sísmicas, os tremores de terra, o vulcanismo, etc.). Este tipo de descida do nível do mar relativo, que é ó resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite*) e da tectónica (subsidência ou levantamento é, a maior parte das vezes, associado com a formação de margens continentais convergentes, quer induzidas por zonas de subducção do tipo-A (Ampferer) ou do tipo-B (Benioff), uma vez que o volume das bacias oceânicas varia (por convenção até a prova do contrário, a quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) em função do alastramento oceânico. Desde que as rochas afloram, elas são expostas à acção dos agentes de erosão e de meteorização ou intemperismo (conjunto de processos que provocam a desintegração e decomposição das rochas, em virtude da acção dos agentes atmosféricos) transformando-se, em materiais menos resistentes à gravidade, erosão e transporte, o que facilita muito a desnudação. Nas linhas sísmicas, um modelo de inversão (o processo de calcular a partir de um conjunto de observações os factores que os causaram) foi desenvolvido para determinar a quantidade de desnudação, utilizando a soma da raiz quadrada das velocidades médias derivadas do processamento dos perfis sísmicos de reflexão. Este método tem várias vantagens sobre outros métodos de determinação da desnudação, como, por exemplo, a reflectância da vitrinite (**), traços de fissão da apatite, modelação da velocidade da diagrafia acústica, etc., os quais são, mais ou menos, restritos às localizações dos poços de pesquisa. O método da raiz quadrada das velocidades, assume um decaimento da porosidade, de maneira exponencial, com a profundidade e uma relação velocidade/porosidade, o que permite computação de um perfil sintético da raiz quadrada das velocidades médias. Em seguida, os valores da desnudação, a dois níveis estratigráficos diferentes, são ajustados até que haja uma correspondência entre os valores calculados e medidos. O sucesso deste método é dependente das estimativas da porosidade inicial dos sedimentos, uma vez que existe uma relação entre a porosidade e a desnudação. Utilizando este método, os geocientistas determinaram uma desnudação entre 0,5 e 1 km ao longo da costa ocidental da África durante o Neogénico terminal (associada a um levantamento generalizado) e uma desnudação de cerca de 2,5 km para que a discordância do Oligocénico (SB. 30 Ma). A desnudação que ocorreu no Neogénico Terminal, em uma grande parte da zona costeira da África Ocidental, a qual é, perfeitamente, visível nas linhas sísmicas do offshore convencional de Angola pelos biséis somitais por truncatura que caracterizam o fundo do mar, foi provavelmente induzido pelo levantamento associado eventos térmicos ainda mal definidos. A desnudação associada com a discordância do Oligocénico (SB. 30 Ma), a qual parece ter sido induzida pela descida do nível do mar absoluto ou eustático provocada pela formação da calota glaciária da Antárctica, cujo máximo de expansão e espessura foi atingido, recentemente, durante a última idade glaciária, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. O derretimento que provocou, até hoje e sem ter em conta a extensão da plataforma de gelo associada (mar de gelo), uma retrogradação da calota de cerca de 450 km (cerca de 24 m por ano), contribuiu, fortemente, para os, mais ou menos, 130 metros de subida do nível do mar absoluto pós-glaciação. Pode pensar-se que a descida do nível do mar eustático a quando da formação da calota da Antárctica foi pelo menos da mesma ordem (a contribuição dos mares de gelo é nula, uma vez que a água é mais densa do que o gelo).

(*) As medidas feitas a partir dos satélites utilizam imagens radar e não imagens clássicas. Uma radiação é reflectida por todos os obstáculos cujas dimensões são comparáveis ao comprimento de onda da radiação. O comprimento de onda da luz visível é, ligeiramente inferior a um mícron (10^-6 m = 0,000001 metro = 0,001 milímetro). É por isso que as nuvens são opacas. As partículas e as gotas que existem nas nuvens não permitem que a luz as atravesse. Os radares, ao contrário, têm comprimentos de cerca de 5,6 centímetros para os satélites Ers. Nada nas nuvens pode impedir a passagem de este tipo de comprimento de onda. Ao contrário, ela é reflectida pelas irregularidades do solo como seixos, vegetação, etc.

(**) O estudo da reflectância da vitrinite é um método chave para obter a história de temperatura das bacias sedimentares. Este método foi, inicialmente utilizada na pesquisa do carvão afim de diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão. Mais tarde tornou-se uma ferramenta de estudo da transformação do cerogénio em hidrocarbonetos. O principal atractivo deste método é determinação das faixas de temperatura que correspondem à geração dos hidrocarbonetos (60° a 120° C). Uma calibração apropriada da reflectância da vitrinite pode ser utilizada como um indicador da maturação das rochas-mãe (reflectância de 0,5 a 0,6% para a janela) e um reflectância de 0,86 a 1,1 % para fim da janela do petróleo. Isto quer dizer que a reflectância da vitrinite indica a profundidade máxima atingida pelas rochas-mãe potenciais.

Dessecação..........................................................................................................................................................................................................................................Dessication

Dessication / Desecación / Austrocknung / 干燥 / Высушивание / Essiccazione /

Perda excessiva de humidade ou processo de secagem de uma rocha, sedimento ou qualquer outro material. Trata-se de uma desidratação para eliminar o máximo de água possível. A dessecação pode ser natural ou forçada.

Ver: « Sedimento »
&
" Compactação "
&
" Hidrosfera "

Como ilustrado nesta figura, nos depósitos argilosos, devido ao facto que a dessecação é mais rápida a superfície do que em profundidade, formam-se fendas de dessecação que se organizam em sistemas, mais ou menos, poligonais. Na construção civil, uma dessecação muito rápida dos materiais de construção pode alterar, fortemente, as características técnicas desses materiais, como por exemplo, produzir uma forte diminuição da resistência à aplicação de uma carga, o que, evidentemente, pode ter consequência catastróficas. Um dessecante é uma substância higroscópica (que tem a propriedade de absorver a água) que induz uma dessecação ou que a mantém quando o ambiente à sua volta é, mais ou menos fechado. Os exemplos mais, frequentemente, citados de dessecantes são: o gel de sílica , sulfato de cálcio, cloreto de cálcio, argila de montmorillonita, argila diatomácea etc. Certamente a sua mãe, como a minha, punha sempre arroz no saleiro. O arroz é, frequentemente, usado nos saleiros para manter o sal de cozinha com escoamento eficaz e impedindo a formação de grumos. O arroz não é um bom dessecante, pois tem uma capacidade de adsorção muito baixa e, também, porque é susceptível de ser atacado por micro-organismos. Quando usado no saleiro, o sal actua limitando o desenvolvimento de bactérias e mofo. O próprio sal é outro dessecante efectivo, usado desde há milénios para conservação de alimentos, como por exemplo a carne vermelha (presunto) e peixes (bacalhau). A quando de uma descida relativa do nível do mar, se esta põe o nível do mar mais baixo do que o rebordo da plataforma (condições geológicas de nível baixo), os sedimentos da antiga plataforma continental (se a bacia tinha um a plataforma) são exumados e assim expostos aos agentes erosivos. Os sedimentos começam por se dessecar, o que vai facilitar a acção dos agentes erosivos, em particular a acção do vento, devida a formação de fendas de dessecação, e a formação de loess*.

(*) Loess é uma rocha sedimentar detrítica solta formada pela acumulação de argila proveniente da erosão eólica (deflação), em particular, nas regiões desérticas e periglaciárias.

Determinismo......................................................................................................................................................................................................................Determinism

Déterminisme / Determinismo / Determinismus /決定論 / Детерминизм / Determinismo /

Conjectura que um evento necessita um evento antecedente e condições controladas pelas leis da natureza. Esta conjectura, que é muita antiga, foi no século XVII analisada matematicamente. O determinismo está, profundamente, ligada à compressão e predições nas ciências físicas e à liberdade de acção dos humanos.

Ver: " Teoria da Evolução "
&
" Leis da Termodinâmica "
&
" Lei do Crescimento Sigmoidal (carbonatos) "

Embora em sentido mais vulgar determinismo se refira a uma causalidade reducionista (redução de todos os fenómenos do Universo, à mecânica ou à química), causalidade não é necessariamente é sinónimo de reducionismo. Existem três tipos básicos de determinismo: (i) Pré-determinismo, quando se admite, como o fez Laplace ou como no deísmo e no behaviorismo*, que todo efeito já está, completamente, presente na causa. É um determinismo mecanicista onde a determinação é colocada no passado, numa cadeia causal, totalmente, explicada pelas condições iniciais do Universo ; (ii) Pós-determinismo, quando, como na teleologia, admitimos que toda causalidade do Universo é determinada por alguma finalidade. É um determinismo mecanicista onde a determinação é posta no futuro pela imaginação de alguma entidade exterior ao Universo causal (Deus) ; (iii) Codeterminismo, quando admitimos, como na teoria do caos, na teoria da emergência ou no conceito de rizoma (modelo descritivo ou epistemológico na teoria filosófica de Gilles Deleuze e Félix Guacari), que nem todo efeito está, totalmente, contido na causa. Isto quer dizer que o próprio efeito pode, simultaneamente, interagir (causalmente) com outros efeitos, podendo inclusive acarretar um nível de realidade diferente do nível das causas anteriores**. É um um determinismo onde a determinação é colocada no presente ou na simultaneidade dos processos. Os críticos do determinismo reivindicam a não-causalidade para justificar o livre arbítrio e a livre escolha, atribuindo, geralmente, aos deterministas um mecanicismo ou fatalismo tal como no pré-determinismo e no pós-determinismo. O que acima de tudo diferencia os deterministas dos seus críticos é a afirmação destes últimos de que a alma, vontade, o desejo e escolha existem num universo à parte, separado do universo causal.

(*) Ou comportamentalismo é uma das três principais correntes da psicologia, juntamente com a psicologia da forma ("Gestalt") e psicologia analítica (psicanálise). O behaviorismo é um ramo da psicologia, que tem  o comportamento como objecto de estudo.

(**) A interacção ao nível molecular forma um outro nível de realidade, a vida. A interacção entre indivíduos forma um outro nível de realidade ou seja a sociedade.

Detritívoro (organismo)....................................................................................................................................................................................................Detritivore

Détritivore (organisme) / Detritívoro (organismo) / Saprobiont, Detritophages / 腐生营养 / Детритоядный, питающийся отбросами (организм) / Saprofita, Detritivori (organismo) /

Organismo que se alimentam a partir de detritos, ou seja, um organismo heterótrofo que obtém nutrientes a partir de detritos (matéria orgânica em decomposição), o que contribui para a decomposição e reciclagem dos nutrientes. Sinónimo de Saprotrófico (saprófago).

Ver: « Sedimento »
&
" Saprotrófago (organismo) "
&
" Heterotrófico (organismo) "

Em biologia (ciência que estuda os seres vivos) chamam-se detritívoros ou necrófagos os animais (seres vivos pluricelulares, heterotróficos, cujas células formam tecidos biológicos, com capacidade de responder ao ambiente que os envolve) que se alimentam de restos orgânicos (plantas e animais mortos), reciclando-os e retornando-os à cadeia alimentar para serem reaproveitados pelos demais organismos vivos. Os exemplos mais comuns de detritívoros são os urubus, os abutres, as hienas e várias espécies de escaravelhos e moscas. Este tipo de alimentação é uma forma de saprofagia, que no caso de plantas se denomina saprofitia. Com a mesma etimologia também se usa, para os animais, o termo sapróvoros ou saprotróficos. Outros termos gerais para este tipo de seres vivos são sapróbios ou saprobiontes. Os seres detritívoros são de uma importância fundamental, uma vez que eles promovem a degradação da matéria orgânica, facilitando o trabalho de fungos e bactérias. No solo existem muitos microorganismos que trabalham na transformação dos compostos de nitrogénio em formas que possam ser utilizadas pelas plantas e muitos são bactérias que vivem na rizosfera (a zona que inclui a superfície da raiz e o solo que a ela adere). Algumas destas bactérias (nitrobactérias) podem usar o nitrogénio do ar e convertê-lo em compostos úteis para as plantas por um processo denominado fixação do nitrogénio. A capacidade das bactérias para degradar uma grande variedade de compostos orgânicos é muito importante e existem grupos especializados de micro-organismos que trabalham na mineralização de classes específicas de compostos como, por exemplo, a decomposição da celulose, que é um dos mais abundantes constituintes das plantas. Nas plantas, as bactérias podem também causar doenças. As bactérias decompositoras actuam na decomposição do lixo, sendo essenciais para tal tarefa. Também podem ser utilizadas para biorremediação* actuando na biodegradação de lixos tóxicos, incluindo derrames de hidrocarbonetos. (http://pt.wikipedia.org/wiki/DetritC3%ADvoro e http://pt.wikipedia.org/wiki/Bactéria).

(*) A Biorremediação é o processo pelo qual organismos vivos tais como, microrganismos, fungos, plantas, algas verdes ou suas enzimas são utilizados para reduzir ou remover contaminações no ambiente. A biorremediação é capaz de regenerar o equilíbrio do ecossistema original a partir de processos biodegradáveis para tratamento de resíduos.

Detrito (geologia)...........................................................................................................................................................................................................Detritus, Debris

Détritus (géologie) / Detrito (geología) / Schutt, Geröll / 碎片,碎屑 / Детрит, обломки / Detrito /

Partícula, fragmento (orgânico) ou grão solto e desgastado resultante da alteração e erosão das rochas.

Ver: « Sedimento »
&
" Sedimentação "
&
" Erosão "

Em geral, na geologia, o termo detrito é utilizado para designar uma partícula derivada de uma rochas pré-existente por processos de meteorização (decomposição das rochas, solos e minerais por contacto directo com a atmosfera) e erosão (abrasão ou deslocamento de sólidos, isto é, um sedimento, solo, rocha e outra partícula pelo vento, água ou gelo devido à gravidade ou por organismos vivos). Os detritos podem ser fragmentos líticos (quando a rocha pré-existente se reconhece facilmente) ou de fragmentos monominerais (grãos de minerais). Estas partículas são, muitas vezes, transportadas por processos sedimentares para sistemas de deposição como os rios, lagos ou oceanos, onde eles se depositam em sedimentos mais ou menos estratificados ou camadas sedimentares. Em seguida, os processos diagenéticos podem transformá-los em rochas sedimentares por cimentação (processo de deposição dos minerais dissolvidos nos interstícios dos sedimentos) e litificação (processo pelo qual os sedimentos se compactam sob a acção da pressão que expulsa os fluídos existentes entre os poros e gradualmente os transforma em rocha sólida). Mais tarde, as rochas sedimentares, por sua vez, alteradas, fragmentadas e erodidas formam outra vez detritos. Nesta fotografia, tirada perpendicularmente a um plano de estratificação, reconhecem-se uma série de detritos orgânicos que fazem parte integral da rocha. Da mesma maneira, os pequenos fragmentos negros de argila carbonatada são fáceis de reconhecer. A presença de detritos orgânicos como, por exemplo, o carvão é muito frequente nos depósitos turbidíticos. Aliás, os detritos orgânicos, quando associados a outros sedimentos, podem dar indicações preciosas sobre o ambiente de deposição. Por exemplo, se numa determinada amostra, um geocientista reconhece detritos de carvão e glauconite (autígena), provavelmente, a amostra vem de um ambiente de deposição turbidítico. Se a amostra tem detritos de carvão, mas não tem detritos de glauconite, a amostra vem, provavelmente, de um ambiente sedimentar não-marinho. Se a amostra só tem glauconite de neoformação, certamente, ela vem de uma rocha que se depositou num ambiente marinho e, provavelmente, de água pouco profunda. Este critério, conhecido pelo nome de quadrado de Selley, é, quase sempre, utilizado pelos geocientistas que controlam a perfuração dos poços de pesquiza, para diferenciar os ambientes profundos dos ambientes de plataforma.

(*) O termo autígeno designa minerais ou materiais rochosos que se formaram "in situ", em vez de serem transportados e depositados. Estes minerais como, o quartzo, a clorite, etc. e os cimentos que preenchem os poros das rochas, formam-se durante a diagénese. A glauconite e os minerais evaporíticos, como a halite são, igualmente, minerais autígenos ou formados no sítio.

Deuterogénica (rocha)............................................................................................................................................................................................Deuterogenic

Deuterogénique (roche) / Deuterogénica (roca) / Deuterogenic rock / 后生岩 / Дейтерогенная (порода) / Roccia Deuterogenica, Roccia secondaria /

Rocha composta de detritos de rocha ou de minerais pré-existentes. Uma rocha deuterogénica contrasta com uma rocha protogénica que designa uma rocha cristalina ou ígnea original. Certos geocientistas, consideram que um elemento é deuterogénico quando é proveniente de uma rocha protogénica e reservam o termo deutérico para designar elementos relativos a alterações das rochas ígneas que ocorrem durante as última etapas da sua consolidação.

Ver: " Detrito "
&
« Sedimento »
&
" Ciclo das Rochas "

Embora este termo seja, principalmente, utilizado para designar minerais, pode dizer-se que todas as rochas sedimentares clásticas e as rochas metamórficas são deuterogénicas. Com efeito, as primeiras são formadas quando as partículas sedimentares são depositados a partir do ar, gelo, vento, ou os fluxos de correntes de água que carregam as partículas em suspensão. As partículas ou detritos são, geralmente, formadas quando a meteorização e a erosão partem as rochas protogenas ou deuterógenas, numa determinada área (área fonte, área de alimentação ou área de proveniência) num material solto. Este material é depois transportado desde a área fonte até à área de deposição. O tipo de detrito transportado depende da geologia da área-fonte dos sedimentos. Algumas rochas sedimentares, como por exemplo os evaporitos e muitas rochas sedimentares carbonatadas são compostas de materiais originais que se formaram no local de deposição e por isso não podem ser considerada como rochas deuterógenica. Isto quer dizer que a natureza de uma rocha sedimentar não depende apenas da proveniência de sedimentos, mas também do ambiente de deposição no qual ela se forma. Ao contrário, outras rochas, como a ilustrada nesta figura são, tipicamente, deuterógenicas, uma vez que muitos dos clastos são fragmentos de rochas pré-existentes, muitas das quais protogénicas (rochas cristalinas de origem ígnea). As rochas metamórficas são o produto da transformação de qualquer tipo de rocha (protogénica ou deuterogénica) que foi levada a um ambiente onde as condições físicas (pressão, temperatura) são muito distintas daquelas onde ela se formou rocha se formou. Nestes ambientes, e alta pressão e temperatura muitos minerais tornam-se tornam-se instáveis e reagem formando outros minerais, que são estáveis em tais condições.

Devónico...........................................................................................................................................................................................................................................................Devonian

Dévonien / Devónico / Devon (Geologie) / 泥盆纪 / Девонский период / Devoniano /

Período da era Paleozóica, depois do Silúrico e antes do Carbónico, que durou entre 400 e 345 milhões de anos atrás e que corresponde a um sistema de rochas que foram pela primeira vez descritas e estudadas na região de Devonshire na Inglaterra.

Ver: " Tempo Geológico "
&
" Paleozóico "
&
" Cronostratigrafia "

Os limites em tempo dos diferentes períodos da Era Paleozóica variam segundo os geocientistas ( Holmes, 1937 ; Holmes, 1960 ; Kulp, 1961 ; Odin et al., 1982 ; Harland et al., 1982 ; Harland et al., 1990 ; Odin & Odin, 1993 ; Gradstein & Ogg 1996 ; Laurie et al., 1996 ; Remane et al., 2000, etc.). Nesta figura está ilustrada a mais provável paleogeografia durante o Devónico assim como uma hipotética paisagem de esse período geológico. Durante o Devónico, os mares eram dominados por braquiópodes e corais rugosos e tabulares, que construíram grandes bioermas ou recifes nos mares pouco profundos. As trilobites, ainda muito abundantes, começaram a desaparecer no fim do Devónico. Os primeiros peixes parecem ter aparecido no Devónico (sarcopterygians) e a sua diversificação foi muito rápida. Foi durante este período geológico, que a terra começou a ser colonizada. Antes do Devónico não existiam acumulações orgânicas nos solos, o que, evidentemente, lhes dava uma cor vermelha predominante. Desde o início do Devónico, a vegetação terrestre começou a desenvolver-se. As plantas ainda não tinham raiz nem folhas e muitas delas, também, não tinha tecidos vascular. As plantas espalharam-se, provavelmente, por crescimento vegetativo (crescimento por divisão celular sem reprodução sexual) e não cresceram mais do que alguns centímetros. A primeira fauna que viveu, entre estas plantas, era, principalmente, constituída por artrópodes. Perto do fim do Devónico, as primeiras plantas com raízes e folhas apareceram e desenvolveram-se muito rapidamente de tal maneira, que os geocientistas lhe chamam a Explosão Devónica. Este aparecimento foi rápido e acompanhado por uma diversificação das plantas terrestre e artrópodes. No fim do Devónico, as plantas com sementes apareceram. Durante Devónico, os oceanos paleozóicos começaram a fechar-se para formar, mais tarde, o supercontinente Pangéia. Os peixes de água doce puderam migrar dos continentes do hemisfério sul para a América do Norte e Europa. Florestas cresceram pela primeira vez nas regiões equatoriais do Canadá. Sob o ponto de vista paleogeográfico pode dizer-se que durante a maior parte do Devónico, a América do Norte, a Gronelândia e a Europa estavam unidos numa única massa terrestre, no Hemisfério Norte, que os geocientistas chamam o pequeno supercontinente Laurasia.  Este pequeno supercontinente foi o resultado da junção dos continentes Laurência (grande parte da América do Norte, Gronelândia, Noroeste da Irlanda, Escócia e Península Chukotsk do Nordeste da Rússia) e Báltica (maior parte do norte da Europa e da Escandinávia), a qual ocorreu do início do Devónico. Os extensos depósitos terrestres dos Arenitos Vermelhos Antigos cobriram a maior parte da área norte da Laurasia, enquanto depósitos marinhos acumulavam-se na parte sul. O equador* passava pela América do Norte e pela China, que era naquele momento uma massa terrestre separada. A América do Sul, a África, a Índia, a Austrália e a Antárctica estavam unidos no continente do Hemisfério Sul formando o pequeno supercontinente Gondwana, que mais tarde se juntou com a Laurasia para formar o supercontinente Pangeia. Certas partes desse pequeno supercontinente Gondwana eram cobertas por água do mar. Um grande oceano cobria cerca de 85% do globo terrestre durante o Devónico (Panthalassa). Embora o clima tenha sido relativamente quente, há algumas indícios de calotas de gelo. Os oceanos experimentaram episódios de níveis reduzidos de oxigénio dissolvido (períodos de anoxia), o que provavelmente causou a extinção de muitas espécies, especialmente animais marinhos. Essas extinções foram seguidas por períodos de diversificação de espécies, uma vez que os descendentes de organismos sobreviventes preencheram os habitats abandonados.

(*) Obviamente não foi o equador que se deslocou, mais sim as massas continentais.

Diacrónica (litologia).....................................................................................................................................................................................................Diachronous

Diachronique (lithologie) / Diacrónica (litología) / Diachrone / 历时态 / Диахронический / Diacronica /

Quando não tem a mesma idade. Em geologia, uma litologia, isto é, uma fácies, é diacrónica se ela não representa o mesmo período de tempo em todo a sua extensão.

Ver: " Litostratigrafia "
&
" Cronostratigrafia "
&
" Unidade Cronostratigrafica"

Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço Canvas de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia (offshore Este da Ilha de Bornéu), foi feita em ambientes sedimentares, isto é, independentemente das linhas cronostratigráficas, que, em geral, coincidem com os reflectores sísmicos. Este tipo de interpretação corresponde ao que os geocientistas anglo-saxões e, particularmente, os americanos, chamam de maneira errónea, interpretação em fácies (ver definição fácies de Armanz Gressly). O interpretador (geocientista encarregado desta tentativa de interpretação) tentou mapear os ambientes de deposição mais prováveis à partir da geometria (rupturas de inclinação) das linhas cronostratigráficas. Nesta área, é, relativamente, fácil de identificar as sucessivas rupturas costeiras de inclinação das superfícies de deposição, as quais coincidem, mais ou menos, com os sucessivos rebordos da bacia (rebordos continentais). Durante a maior parte do tempo, ao nível dos ciclos-sequência que constituem este offshore, a bacia não tinha plataforma continental. Isto é, particularmente, verdadeiro nas linhas sísmicas, uma vez que os episódios transgressivos são, pouco espessos, que eles estão debaixo da resolução das linhas sísmicas. Quando as condições geológicas de nível alto (do mar) são predominantes, o rebordo da bacia coincide com o rebordo continental, o qual corresponde, praticamente, com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa), a qual, por sua vez, enfatiza o limite externo da planície deltaica. Pode dizer-se, que perto das rupturas costeiras de inclinação das superfícies de deposição, depositaram-se areias de frente de delta ou calcários, enquanto que a montante, na planície costeira, se depositaram siltitos, areias e rochas argilosas (argilitos). As fácies (litologia com uma fauna associada depositada num determinado ambiente sedimentar) de frente de delta (areias e calcários) são diacrónicas, uma vez que elas se depositaram em tempos geológicos diferentes, isto é, uma vez que as linhas de fácies cortam as linhas cronostratigráficas, as quais são sublinhadas pelos reflectores sísmicos. Nesta tentativa de interpretação, a planície deltaica e a frente de delta referem-se ao edifício deltaico e não a um delta particular. É particularmente importante não confundir um delta com um edifício deltaico. Um delta, em geral, tem uma espessura que pode variar entre alguns metros e algumas dezenas de metros, enquanto que a espessura de um edifício deltaico, como o que é aqui ilustrado (edifício deltaico da Mahakam) pode ter vários quilómetros de espessura. Confundir um delta com um edifício deltaico é como confundir um apartamento (delta) com um arranha-céus (edifício deltaico). É por esta razão, que as progradações deltaicas, que formam o talude do delta, quase nunca se podem identificar nas linhas sísmica (a maior parte das vezes elas estão debaixo da resolução sísmica). O erro mais frequente nas tentativas de interpretação das linhas sísmicas é o de interpretar um talude continental como um talude deltaico, embora, nos prismas de nível alto (PNA) ou nos prismas de nível baixo (PNB), o talude continental possa ser uma sobreposição vertical de taludes deltaicos. Esta tentativa de interpretação geológica, baseada nos padrões dos pacotes sísmicos e calibrada pelos resultados dos poços de pesquisa, corrobora a conjectura de que os reflectores sísmicos seguem linhas tempo (superfícies cronostratigráficas) e não linhas fácies (superfícies litológicas). Nos anos sessenta, quando os geocientistas das companhias petrolíferas começaram a utilizar a sísmica de reflexão na pesquisa petrolífera, os reflectores, como os ilustrados neste autotraço eram interpretados como linhas de fácies (litologia). Nessa altura, os dados sísmicos eram não migrados. As linhas sísmicas de então não tinham nada a ver com as linhas sísmicas modernas que, hoje, qualquer geocientista, com um mínimo de conhecimentos de geologia, pode interpretar, o que não era, evidentemente, o caso nessa época em que as tentativas de interpretação das linhas sísmicas era feita por geofísicos com poucos conhecimentos de geologia. Cada reflector correspondia a uma interface entre litologias diferentes (argila-areia, areia-calcário, etc.). Por exemplo, como neste autotraço, o poço C reconheceu um nível de calcário na base do poço (sublinhado em vermelho), o mesmo nível calcário devia ser encontrado nos poços B e C, quando estes atravessassem a mesma linha cronostratigráfica, isto é o mesmo reflector. Foi com estas ideias que os geocientistas, esperavam reconhecer e, sobretudo, seguir nas linhas sísmicas, as rochas-reservatório, uma vez que a impedância acústica dos arenitos é muito mais forte do que a dos argilitos do prodelta ou dos siltitos da planície deltaica. Todavia, depois de vários poços de pesquisa, os geocientistas das companhias petrolíferas (particularmente os geocientistas da Exxon) calibraram as linhas sísmicas, em termos geológicos, e concluíram que os reflectores sublinham linhas tempo (superfícies cronostratigráficas) e não linhas fácies (mudanças litológicas).

Diagénese....................................................................................................................................................................................................................................................Diagenese

Diagénèse / Diagénesis / Diagenese / 成岩作用 / Диагенез / Diagenesi /

Todas as mudanças físicas, químicas e biológicas sofridas pelos sedimentos desde o momento de deposição até a sua conversão em rochas sólidas e, subsequentemente, até ao início do metamorfismo.

Ver: " Deposição (carbonatos) "
&
" Compactação Diferencial "
&
" Ciclo das Rochas "

Depois da deposição, os sedimentos são compactados à medida, que eles são enterrados debaixo das camadas, sucessivamente, depositadas e cimentados por minerais, que se precipitam das soluções que preenchem o espaço entre os grãos, isto é, os poros. Os grãos, partículas sedimentares, fragmentos de rochas, assim como os fósseis, podem ser substituídos por outros minerais durante a diagénese. A porosidade, ou seja, a percentagem do volume de espaço vazio ou que contém os fluídos, diminui durante a diagénese, excepto em raros casos de dissolução de certos minerais de dolomitização*. A diagénese não inclui os processos de meteorização, isto é, os processos físicos, químicos e biológicos, que decompõem uma rocha, em geral, à superfície da Terra (pressões e baixas temperaturas) em presença do ar e água. A formação de hidrocarbonetos ou, por outras palavras, a formação do petróleo e gás a partir da matéria orgânica das rochas-mãe potenciais começa também durante a diagénese, a qual, em certos limites, se distingue mal do metamorfismo (transformação, sem mudança de estado, da estrutura ou composição química ou mineral de uma rocha que esta é submetida a condições de temperatura e pressão distintas das que a originaram ou quando recebe uma injecção de fluídos). A diferença fundamental entre diagénese e metamorfismo é, que o metamorfismo ocorre a altas temperaturas e pressões, num domínio mais profundo do que o da diagénese. Em certos processos diagenéticos, como o ilustrado nesta figura, um mineral (paleossoma ou mineral primário) pode ser substituído por outro (metassoma ou mineral secundário). Um tal processo envolve duas reacções químicas simultâneas: (i) A dissolução do mineral original (paleossoma) e (ii) A precipitação do mineral secundário (metassoma). As reacções químicas ocorrem à mesma taxa volumétrica, quer isto dizer, sem variação de volume respeitando a lei de Goguel (hipótese muito antiga que diz que durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante, mas que tomou um lugar muito importante na geologia com os trabalhos de Goguel, que introduziu o segundo princípio da termodinâmica na geologia e em particular na tectónica). Este processo é particularmente, bem ilustrado pela dolomitização da calcite na qual os cristais de dolomite substituem bioclastos de foraminíferos e equinodermes (estruturas visíveis são as imagens residuais da original estrutura dos aloquímicos**, ou seja, dos grãos que podem reconhecer-se nas rochas carbonatadas). Pode dizer-se que por diagénese, por exemplo: (i) Um conjunto de argilas ou de silte (partículas) transformam-se num argilito ou num siltito, isto é em rochas de vasa, que quando físseis, quer isto dizer, que quando se debitam em finas lamelas paralelamente, ao planos de estratificação (difíceis de reconhecer) muito geocientistas portugueses chamam “shale” ; (ii) Um conjunto de areias transforma-se num arenito e (iii) Um conjunto de cascalho transforma-se num conglomerado. Em resumo pode dizer-se que : (i) Os vários parâmetros e processos responsáveis pela diagénese não estão reunidos de forma aleatória ; (ii) Alguns parâmetros (pressão, temperatura) variam de um modo aproximadamente linear com a profundidade, mas outros, como a oxidação-redução, definem limites claros (superfície limite Eh = 0 entre a zona de oxidação e a zona de redução no início diagénese ; (ii) As combinações de vários agentes permitem distinguir várias fases e várias áreas de diagénese: a) Fase Inicial ou Fase de Oxidação, durante a qual os sedimentos são depositado sob a forma de uma vasa móvel, a água permite trocas com o ambiente externo (geralmente água do mar) ; b) Fase de redução e redução, na qual a vida anaerobica predomina ; c) Fase de Compactação, que marca o início da compactação com redistribuição de material nos sedimentos (formação de cimento e concreções) e d) Fase de Consolidação na qual os sedimentos se transformam em rochas sedimentares.

(*) A dolomitização é um processo de extrema importância no âmbito da petrogénese e alteração das rochas, uma vez que este processo influência a porosidade das rochas, com implicações importantes em geologia do petróleo. Embora a dolomite se possa formar num processo sedimentar primário, com deposição de carbonato de magnésio em vez de cálcio, ela é, geralmente, associada a um processo secundário de alteração de formações ricas em carbonato de cálcio, em que ocorre substituição dos iões de cálcio por magnésio, o que implica uma recristalização a larga escala que, geralmente, faz desaparecer as estruturas sedimentares primárias. (http://geocientista.blogspot.ch /2014/04/processos-de-dolomitizacao-durante.html)

(**) Actualmente, o termo aloquímico, é utilizado, de uma maneira mais geral, e para designar uma ou várias variedades dos grandes agregados carbonatados, mais ou menos, organizados, que formam a estrutura granular da maioria dos carbonatos depositados mecanicamente. Os aloquímicos, que contrastam com o material intersticial, como, a calcite de um cimento calcário ou matriz, englobam intraclastos, oólitos, fragmentos de fósseis, etc.

Diagrafia Eléctrica....................................................................................................................................................................................................Electric Log

Diagraphie électrique / Perfil eléctrico, Log / Elektro-Log, Elektrische Protokollierung / 电测井, 电动日志 / Электрокаротажная диаграмма / Logging, Registro elettrico /

Termo genérico para toda a diagrafia que ilustra medidas de correntes eléctricas ou potenciais induzidos nas rochas de um poço de pesquiza, em geral, sem revestimento.

Ver: " Diagrafia de Inclinação (dipmeter) "
&
" Diagrafia de Radioactividade "
&
" Diagrafia de Velocidade (sónico) "

Actualmente, a maior parte das diagrafia são interpretadas automaticamente. Elas dão uma leitura contínua da litologia, porosidade e percentagens dos vários fluídos presentes nos poros. Embora tais diagrafias pareçam muito convincentes, sobretudo, quando apresentadas em cores, é preferível verificar, sempre, os dados originais e, sobretudo, controla-los com as diagrafias não-eléctricas efectuadas durante a perfuração. A maior parte das interpretações automáticas não entram em linha de conta com a presença de minerais aberrantes, que podem invalidar todo o processo de interpretação. A presença de abundantes palhetas de mica numa areia será lida pelas diagrafias como argilitos o que dará valores errados da porosidade e a areia (intervalo reservatório potencial) será interpretada automaticamente como um pacote de argilitos sem nenhuma qualidade de rocha-reservatório. Na nossa carreira profissional, erros deste tipo detectamos vários, sobretudo aqueles induzidos pela presença de glauconite. Este mineral, que é muito abundante nas areais transgressivas, que, em geral, são reservatórios potenciais de alta qualidade e que, sobretudo, podem formar armadilhas estratigráficas potenciais (devido a sua geometria retrogradante), influência muito as leituras das diagrafias a tal ponto que as areias podem ser, erradamente, interpretadas como intervalos argilosos. As diagrafias podem também ser utilizadas para determinar a litologia e o ambiente de deposição. As diagrafias do potencial espontâneo (SP)e do raio gama (RG) podem indicar os perfiles de granulometria (granodecrescentes ou granocrescentes) dos intervalos arenosos. A diagrafia do potencial espontâneo é, localmente, controlada pela permeabilidade, a qual aumenta com o tamanho dos grãos. Neste tipo de diagrafia, o máximo de deflexão, para a esquerda, ocorre no intervalo mais permeável. O potencial espontâneo regista geralmente uma granulometria. O raio gama pode ser utilizado de maneira semelhante para indicar o teor em argila das areia o qual, em geral, aumenta quando a granulometria diminui.

Diagrafia de Inclinação (dipmeter) ....................................................................................................................................Dipmeter Log

Diagraphie de l'inclinaison (dipmeter) / Perfil de buzamiento (dipmeter) / Dipmeter log, Kippen-Protokoll / 倾角, 记录的倾向 / Наклонометрия скважины / Dipmeter, Registro d’inclinazione /

Diagrafia eléctrica que indica os valores da magnitude e azimute das camadas atravessadas por um poço, em geral, de pesquiza petrolífera.

Ver: " Diagrafia Eléctrica ”
&
" Discordância "
&
" Falha "

A diagrafia de inclinação mede a direcção da inclinação das camadas adjacente a um poço. Basicamente, ela é uma diagrafia de microrresistividade com vários braços. Três ou quatro braços de uma sonda registam, separadamente, a microrresistividade dentro do poço, enquanto que, uma bússola magnética regista a orientação da sonda à medida que ela é retirada do poço. Um computador correlaciona as quatro medidas de microrresistividade e calcula a magnitude e direcção dos planos de estratificação e determina a consistência do cálculo. Numa diagrafia de inclinação quatro padrões são possíveis: (i) Conjunto de inclinações uniformes e baixas (padrão verde), que correspondem, em geral, à inclinação dos argilitos, que indicam a inclinação estrutural das camadas ; (ii) Conjunto de inclinações decrescentes para cima (padrão vermelho), o qual pode ser causado pela compactação das rochas argilosas sobrejacentes a recife, cordão litoral arenoso, preenchimento de um canal por areias ou pela ocorrência de dobras, falhas ou discordâncias reforçadas pela tectónica ; (iii) Conjunto de inclinações crescentes para cima (padrão azul), o qual pode ser causado pelas progradações do talude de um recife, corpo arenoso ou pela presença de cones submarinos (da bacia ou do talude), de um delta, falha, dobra ou discordância ; (iv) Conjunto de inclinações caóticas, o qual que pode ser induzido pelas más condições das paredes do poço ou pela presença de fracturas, deslizamentos ou qualquer outra estrutura geológica de configuração interna caótica. A interpretação da diagrafia da inclinação, que indica a magnitude, direcção e sentido da inclinação das camadas, é uma etapa importante da análise sequencial. Ela permite controlar a localização das discordâncias (angulares) e, em certos casos, dos diferentes cortejos sedimentares que compõem um ciclo-sequência. A dispersão dos valores pode dar indicações preciosas sobre os ambiente sedimentares dos diferentes intervalos atravessados por um poço, visto que a dispersão depende muito da energia de deposição. As rochas argilosas pelágicas, por exemplo, caracterizam-se por uma fraca dispersão, o que não é o caso do preenchimento arenoso de um canal.

Diagrafia de Radioactividade..............................................................................................................................Radioactivity Log

Diagraphie de la radioactivité / Perfil de radioactividad / Radioaktivität-Protokoll / 放射性日志 / Диаграмма радиоактивного каротажа / Registro di radioattività /

Diagrafia que mede a radioactividade natural das formações geológicas utilizando um contador de cintilações, à medida que a sonda é retirada do poço. Também se chama diagrafia do raio gama. O principal elemento radioactivo que se encontra nas rochas é o potássio, o qual é muito comum nas rochas argilosas ricas em ilitie, mas também, embora em menor quantidade, nos feldspatos, micas e glauconite.

Ver: " Diagrafia Eléctrica ”
&
" Discordância "
&
" Intervalo Transgressivo "

A diagrafia da radioactividade é, normalmente, a diagrafia do raio gama, embora duas outras diagrafias possam também medir a radioactividade: (i) A diagrafia do neutrão e (ii) A diagrafia da densidade. A diagrafia da radioactividade (ou raio gama) utiliza um contador de cintilações para medir a radioactividade natural das formações geológicas à medida que a sonda é retirada do poço. O principal elemento radioactivo nas rochas é o potássio, o qual é muito comum nos minerais argilosos. A radioactividade é medida em unidades API ("American Petroleum Institut") e, em geral, figura à escala 0-100 ou 0-150 API. Normalmente, as leituras da radioactividade são mostradas ao mesmo tempo que a diagrafia de potencial espontâneo (PS). O raio gama (RG) pode ser utilizado, da mesma maneira que o potencial espontâneo, com uma linha de base para os valores dados pelos argilitos. Uma deflexão para a esquerda da linha de base (valores mais pequenos) sugere uma mudança da fácies (litologia) como, por exemplo, de argilitos para areias ou calcários. Como as leituras do raio gama são afectadas pelo diâmetro do poço, quase sempre a diagrafia de diâmetro (indica as variações de diâmetro do poço) é sempre apresentada ao lado do raio gama. A diagrafia de diâmetro indica as variações do diâmetro do poço, mas também os níveis mais permeáveis atravessados pelo poço, uma vez que a lama de perfuração se aglutina em face deles formando o reboco* do poço. De qualquer maneira quando as variações de diâmetro de um poço são muito grandes e afectam muito a leitura da radioactividade, a diagrafia do raio gama pode ser, facilmente, feita depois de o poço ter sido revestido pelas colunas de aço que o protegem. Na estratigrafia sequencial, a diagrafia da radioactividade permite, facilmente, de localizar as discordâncias principais, em particular, onde o cortejo transgressivo (IT) do ciclo-sequência repousa, directamente, sobre a discordância inferior que limita o ciclo-sequência, como parece ser o caso ilustrado nesta figura.

(*) Na linguagem corrente o reboco é a camada de argamassa que na construção se aplica sobre o emboco das superfícies de forma a torná-las lisas e regulares (Dicionário da Porto Editora).

Diagrafia de Temperatura...............................................................................................................................................Temperature log

Diagraphie de température / Perfil de temperatura / Temperatur-Protokoll / 温度日志 / Диаграмма температурного каротажа / Registro di temperatura /

Diagrafia que mede a variação da temperatura dentro de um poço, quer isto dizer, que determina as anomalias da temperatura em relação a um gradiente médio (gradiente geotérmico). A maior parte das anomalias de temperatura estão associadas com entradas de fluídos para o poço, a partir das formações geológicas ou, ao contrário, induzidas pela fuga dos fluídos do poço (lama) para as formações.

Ver: " Diagrafia Eléctrica ”
&
" Gradiente Geotérmico "
&
" Rocha Mãe Potencial "

O gradiente geotérmico é a taxa de aumento da temperatura por unidade de profundidade (em geral 100 metros) na Terra. Longe dos limites das placas tectónicas, o valor médio do gradiente geotérmico é de 25-30 °C por quilometro de profundidade. Na pesquiza petrolífera, o gradiente geotérmico, que varia sensivelmente de uma região para outra, é, normalmente, medido para determinar a temperatura no fundo de um poço depois da perfuração. Esta operação necessita, que os fluídos de sondagem atinjam a temperatura ambiente (temperatura confortável para o homem e que é entre 18° e 28°C), o que é difícil de obter por várias razões. Nesta figura (poço Pataya, Cue Pro City (Delta do Mekong, no Vietname), a diagrafia da temperatura está ilustrada à esquerda. O gradiente geotérmico, nesta região é de cerca de 30°C por 1000 metros. Devido à variação anual da temperatura, a temperatura natural aumenta com a profundidade como pode ser observado acima, sobretudo, a partir de 20-30 metros de profundidade. Os desvios do aumento da temperatura normal podem indicar movimentos verticais de água, quer no poço, quer nas rochas adjacentes. As diagrafias do raio gama e resistividade estão ilustradas à direita. Existem três diagrafias para de determinar a resistividade eléctrica das rochas atravessadas por um poço: (i) Normal ; (ii) Lateral e (iii) Indução. Na diagrafia normal (convencional), regista-se um potencial eléctrico e determina-se fluxo de corrente entre um eléctrodo colocado na sonda e outro à superfície. Para isso, um par de eléctrodos (de corrente e registo) é colocado na sonda para medir as variações da resistividade das formações geológicas à medida, que a sonda é retirada para a superfície. A distância entre o eléctrodo corrente e o eléctrodo registo, que pode ser variável, determina a que distância das paredes do poço a resistividade é medida. As distâncias entre os três eléctrodos podem ser de 40 cm (pequena normal), 2, 63 metros (lateral longa).

Diagrafia de Velocidade (sónico) ..........................................................................................................................................................Sonic log

Diagraphie de la vitesse (sonique) / Perfil de velocidad (sónico) / Sonic-Protokoll / 声波测井 / Диаграмма акустического каротажа по скорости / Registro sonico /

Diagrafia que mede o intervalo de tempo que as ondas acústicas, emitidas pela parte superior da sonda, gastam para transitar para a parte inferior via as paredes do poço, isto é, via as formações geológicas adjacentes.

Ver: " Diagrafia Eléctrica ”
&
" Impedância (acústica) "
&
" Formação (geológica)"

Na diagrafia da velocidade (sónico), os tempos de trânsito dos cliques emitidos de uma extremidade da sonda, são registados por um ou mais receptores colocados na outra extremidade. As ondas sonoras, normalmente, viajam mais rapidamente nas formações geológicas do que na lama de perfuração. O intervalo de tempo de trânsito (Δt), que é medido em microssegundos por pés pode ser usado para calcular a porosidade segundo a fórmula seguinte: Φ= (Δt log - Δt ma) / (Δt f - Δt ma), onde Δt log é o intervalo de tempo de trânsito registado, Δt ma é a velocidade da rocha a Φ = 0 e Δt f a velocidade do fluido dos poros. A diagrafia da velocidade pode ser aplicada em poços revestidos ou não-revestidos. Esta diagrafia é, das diagrafias que permitem de calcular a porosidade, a menos rigorosa, uma vez que ela é muito influenciada pela litologia. Uma vez que as ondas acústicas viajam mais rapidamente nos calcários do que nas areia e nos argilitos (tendo em linha de conta a compactação), ela é sobretudo utilizada para identificar a litologia e assim para correlacionar diferentes poços. Ela é muito útil aos geofísicos uma vez que ela permite determinar as velocidades de intervalo das formações geológicas e assim correlacionar o tempo dos reflectores sísmicos às rochas à volta dos poços. Nesta figura, está também ilustrada a diagrafia do potencial espontâneo (PS), a qual regista o potencial eléctrico entre um eléctrodo colocado na sonda e um eléctrodo fixo à superfície. Esta diagrafia pode, também, ser utilizada quer em poços revestidos ou não-revestidos. Desde que uma formação geológica tenha um mínimo de permeabilidade, a diagrafia do potencial espontâneo responde à diferença de salinidade entre a lama de perfuração e a água de formação. A carga eléctrica é produzida pelo fluxo dos iões (Na⁺ e Cl^-) das soluções, mais ou menos, concentradas. Normalmente, o fluxo é de água de formação salgada para a lama de perfuração, que, geralmente, não é salgada. O potencial eléctrico é basicamente relacionado à permeabilidade de uma formação.

Diagrama Cronostratigráfico............................................................................................Chronostratigraphic Chart

Diagramme chronostratigraphique / Diagrama cronostratigráfico / Chronostratigraphic Diagramm / 纪年代地层表 / Хроностратиграфическая диаграмма / Schema cronostratigrafico /

Diagrama estratigráfico, no qual a escala vertical é em tempo geológico e a horizontal em metros e igual à escala da secção geológica equivalente, e no qual todas as informações estratigráficas (superfície dos biséis de agradação, superfície dos biséis de progradação, vales cavados, hiatos, discordâncias, cortejos sedimentares, etc.) podem ser ilustradas.

Ver: " Secção Geológica "
&
" Secção em Tempo (sísmica) "
&
" Tempo Geológico "

Nesta figura, está ilustrada a diferença entre um corte estratigráfico e o correspondente diagrama cronostratigráfico. Um corte estratigráfico  é uma sequência de camadas ou intervalos sedimentares na ordem em que foram depositadas que mostra as relações geométricas entre elas, que, em geral, é baseado em tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, no qual a escala vertical e horizontal são métricas. O diagrama cronostratigráfico correspondente, no qual a escala vertical é em tempo geológico (milhões de anos) e a horizontal em metros e igual à escala do corte estratigráfico, afim que todas as informações estratigráficas possam ser ilustrada . Quando um corte estratigráfico é coerente e exaustivo, tudo o que é evidente no diagrama cronostratigráfico estratigráfico está ilustrado no corte estratigráfico, mas é muito mais fácil de reconhecer. Como num diagrama cronostratigráfico, por convenção o continente é sempre a esquerda, é fácil de compreender que as superfícies definidas pelos biséis de agradação têm uma geometria montante (em tempo) para a esquerda, ou seja, elas inclinam para o mar, enquanto que as superfícies definidas pelos biséis de progradação têm uma geometria montante para a direita, uma vez que elas inclinam par o continente. Da mesma maneira pode dizer-se que as superfícies definidas pelos biséis somitais por truncatura têm, quase sempre, uma geometria côncava. Neste exemplo, as discordâncias (superfícies de erosão induzida por descidas significativas do nível do mar relativo, que põem nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), que separam os cinco pacotes sedimentares são evidentes no corte estratigráfico. Todavia, a erosão é mais evidente no diagrama cronostratigráfico, apesar do facto que a escala vertical e horizontal sejam muito grandes. Da mesma maneira, os preenchimentos dos vales incisos e canhões submarinos, a tais escalas, estão, necessariamente, debaixo da resolução sísmica. Assim em certos intervalos, como em B e C, a montante do rebordo da bacia, há uma aparente concordância entre a discordância e os sedimentos subjacentes e sobrejacentes. Por outro lado, o máximo de espessura de cada intervalo é difícil de determinar no corte estratigráfico, enquanto que no diagrama, ele é óbvio. As terminações dos reflectores (ou das interfaces geológicas associadas) e as superfícies de agradação e de progradação (determinadas a partir das terminações dos reflectores) são também mais fáceis de identificar no diagrama cronostratigráfico. Uma das raras coisas, que é mais evidente no corte estratigráfico, é a configuração interna dos diferentes intervalos sedimentares, ou seja, a geometria das linhas cronostratigráficas, razão pela qual certos geocientistas sugerem que elas sejam desenhadas sempre que possível. A construção de um diagrama estratigráfico só pode ser efectuada se o corte estratigráfico que, como dissemos antes, é, quase sempre, baseado numa tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica (versão profundidade), for calibrado em tempo geológico. Isto implica, que as discordâncias, que limitam os ciclos estratigráficos sejam bem datadas. É neste aspecto, que a estratigrafia sequencial é importante, uma vez que só muito, raramente, um poço de pesquisa pode dar, directamente, a idade mais provável de uma discordância, uma vez que há sempre um hiato de deposição. Lembramos que a idade de uma discordância é dada pela idade da descida do nível do mar relativo associada, a qual pode ser aproximada pela idade dos cones submarinos de bacia depositados por cima da discordâncias nas partes profundas da bacia, isto é, por cima da paraconformidade correlativa que enfatiza o limite inferior do ciclo-sequência na parte profunda da bacia. Os cones submarinos de bacia (CSB) sublinham o hiato de sem deposição mais pequeno (período de tempo durante o qual nenhuma sedimentação ocorreu), o qual corresponde, mais ou menos, a idade da descida do nível do mar relativo. Todavia, os cones submarinos de bacia podem, unicamente, ser datados a partir de testemunhos de sondagem, quando a camada pelágica (camada E na sequência de Bouma), que separa as diferentes camadas turbidíticas está presente no testemunho. Todo o material sedimentar que forma uma camada turbidítica é transportado de ambientes diferentes e proveniente de rochas de idades diferentes, o que não é o caso dos constituintes de uma camada pelágica. Os modelos geológicos ilustrados na parte inferior desta figura, esquematizam a construção da curva das variações do nível do mar relativo (resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto e da tectónica), assim como a relação entre os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares, que compõem um ciclo-sequência e os diferentes sectores da curva das variações do nível do mar relativo.

Diagrama Eustático..........................................................................................................................................Global Cycle Chart (eustasy)

Diagramme eustatique / Diagrama eustático / Globale eustatischen chart / 全球海平面图 / Эвстатическая диаграмма / Curve delle oscillazioni eustatiche (livello del mare) /

Diagrama que mete em evidência a simultaneidade das variações do nível do mar relativo em bacias sedimentares, mais ou menos, distantes umas das outras.

Ver: " Ciclo Eustático "
&
" Ciclo Estratigráfico "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "

Como todas as conjecturas cientificas, com o tempo, a original curva das variações relativas do nível do mar propostas, em 1977, pelos geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) que incorporou um grande número de dados dos campos petrolíferos, sísmicos e poços de pesquisa, foi, obviamente, criticada em publicações sucessivas. Todavia, com o tempo, ela foi muito melhorada tornando-se, cada vez, mais difíceis de refutar. A critica avançada por certos geocientistas que criam que a Exxon publicasse os dados sísmicos (dados em grande parte confidenciais), actualmente, não é mais válida. A ideia básica dos geocientistas da Exxon é que nos depósitos sedimentares, a eustasia, ou seja, as variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, são predominantes em relação às variações tectónicas (subsidência ou levantamento), o que quer dizer, que ela é a responsável da ciclicidade dos depósitos sedimentares. A primeira consequência de uma tal conjectura, é que durante um ciclo da curva das variações do nível do mar relativo* (chamada de maneira abusiva ciclo eustático ** se deposita um ciclo estratigráfico, quer ele seja um ciclo-sequência (ciclo eustático de 3^a ordem) ou um ciclo de invasão continental (ciclo eustático de 1^a ordem). Os geocientistas da Exxon, também, admitiram a existência de uma série de correlações globais dos ciclos eustáticos e, que todos os dados estratigráficos (campo, sísmicos e subsuperfície), podem ser interpretados de acordo com este conceito. Contudo, certos geocientistas, como Miall (1977) continuaram, na ausência de documentação publicada por Exxon, a não aceitar, completamente, uma tal conjectura. Outros, como, Robin, Guillocheau & Gaulier (1998), consideraram que a quantificação dos factores eustáticos e tectónicos no controlo dos registos sedimentares é uma das questões fundamentais da dinâmica das bacias sedimentares. Eles propuseram dois métodos que permitem: (i) Calcular a acomodação, isto é, o espaço disponível para os sedimentos, à escala de uma bacia e (ii) Distinguir entre acomodação local (10-100 km de comprimento de onda) e acomodação à escala da bacia. De facto, parece que um sinal local é, a maior parte das vezes, de origem tectónica, enquanto que um sinal à escala de uma bacia tem, em geral, duas origens uma eustática e outra tectónica. O cálculo da acomodação requere: (a) Uma análise sequencial não só das linhas sísmicas, mas também das diagrafias eléctricas ; (b) A análise biostratigráfica dos testemunhos de sondagem ; (c) As litologias não compactadas ; (d) Determinação da paleoprofundidade (profundidade de água de deposição, a qual é, praticamente, zero a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, o que quer dizer que todo o espaço disponível para os sedimentos é preenchido, enquanto que ela aumenta para jusante uma vez que, unicamente, uma parte da acomodação é preenchida) e paleolatitude (latitude anterior de uma determinada formação geológica, por exemplo, num momento dado geológico, muitas vezes, especificamente, o tempo de deposição) dos diferentes intervalos sedimentares. Actualmente, quatro ciclos eustáticos principais são considerados: (i) Ciclos eustáticos de 1^a ordem com uma duração superior a 50 Ma, os quais são induzidos pela ruptura dos supercontinentes ; (ii) Ciclos eustáticos de 2^a ordem, cuja duração varia entre 3-5 Ma e 50 Ma, os quais são induzidos por mudanças na taxa de subsidência tectónica ; (iii) Ciclos eustáticos de 3^a ordem, cuja duração varia entre 0,5 Ma e 3-5 Ma, os quais são induzidos principalmente pela glacioeustasia ou glacioeustatismo ; (iv) Ciclos eustáticos de 4^a ordem ou superior, cuja duração varia entre 0,1 e 0,5 Ma. Cada um destes ciclos eustáticos induz um ciclo estratigráfico particular. Assim, em associação com um ciclo eustático de 1^a ordem deposita-se um ciclo de invasão continental. Em associação com um ciclo eustático de 2^a ordem deposita-se um subciclo de invasão continental. Em associação com um ciclo eustático de 3^a ordem deposita-se um ciclo sequência e em associação com os ciclo eustático de 4^a ordem ou superior depositam-se ciclos estratigráficos de alta frequência (certos geocientistas consideram que os ciclos eustáticos de 4^a ordem têm uma duração entre 0,5 e 0,08 My , que os ciclos eustáticos de 5^a ordem têm uma duração entre 0,08 e 0,03 My e que os ciclos eustáticos de 6a ordem têm uma duração entre 0,03 e 0,02 My.

(*) Nível do mar, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento).

(**) Na estratigrafia sequencial, a grande maioria dos geocientistas utilizam o termo eustático num sentido global, o que não é o caso dos ciclos eustáticos, uma vez que eles são definidos pelas descidas do nível do mar relativo determinadas a partir da curva das variações do nível do mar relativo e não do nível absoluto ou eustático.

Diagrama de Hjulström................................................................................................................................................Hjulstrom Diagram

Diagramme de Hjulström / Diagrama de Hjulström / Hjulström - Diagramm / 尤尔斯特伦图 / Диаграмма Хелстрома / Curva di Hjulström /

Gráfico utilizado em hidrologia para determinar se um rio erode, transporta ou deposita as partículas e, que para isso, entra em linha de conta com o tamanho dos sedimentos.

Ver: " Rio "
&
" Deposição fluvial "
&
" Transporte (sedimentos) "

Como se pode constatar nesta figura, o diagrama de Hjulström entra em linha de conta com o tamanho dos sedimentos (eixo das abcissas) e a velocidade de escoamento da corrente de água (eixos das ordenadas). A escala em ambos os eixos é logarítmica*. A curva superior indica a velocidade crítica da erosão em centímetros por segundo (cm/s) em função do tamanho de partículas, o qual é expresso em milímetros. A curva inferior indica a velocidade de deposição em função do tamanho das partículas. Esta diagrama descreve vários conceitos-chave sobre as relações entre a erosão, transporte e deposição. Na parte direita do diagrama, isto é, quando o tamanho partículas é grande (calhau, seixo, granulo) ou por outras palavras, quando o atrito é a força dominante que impede a erosão, as duas curvas são mais ou menos paralelas e relativamente próximas uma da outra, o que quer dizer que a velocidade requerida aumenta com o tamanho das partículas. Na parte esquerda do diagrama, onde as partículas sedimentares são mais coesivas (argila e silte) a velocidade de erosão aumenta à medida que o tamanho das partículas diminui, uma vez que as forças de coesão são, relativamente, mais importante quando as partículas são mais pequenas. A velocidade crítica para haver deposição, depende da velocidade de sedimentação a qual diminui com a diminuição da granulometria. Este diagrama mostra que partículas de areia com um tamanho à volta de 1 mm requerem uma velocidade de escoamento da corrente de água menor para erodir. Tudo isto quer dizer, que quanto maior é o tamanho das partículas maior tem que ser a velocidade de escoamento para que elas possam erodir (em geral, o leito da corrente) e que elas se depositam mesmo quando a velocidade de escoamento é significativa. Ao contrário, quando o tamanho das partículas é pequeno, praticamente, elas não se depositam mesmo quando a velocidade de escoamento é pequena. Elas só erodem quando a velocidade do escoamento é importante. Em outros termos, o máximo de erosão para um mínimo de velocidade de escoamento é feito por partículas sedimentares com dimensões entre 0,1 e 1 milímetros, isto é, pelas areias.

(*) Uma escala logarítmica é uma escala de medida que usa o logaritmo de uma quantidade física em vez da própria quantidade.Um exemplo simples de escala logarítmica mostra divisões igualmente espaçadas no eixo vertical de um gráfico marcado com 1, 10, 100, 1000, ... em vez de 0, 1, 2, 3, ...

Dicotérmia...................................................................................................................................................................................................................................Dychothermy

Dichothérmie / Dicotermia / Dichothermy / Dichothermy / Дихотермия / Dichothermy /

Inversão na estratificação térmica das águas marinhas.

Ver: " Isotérmica "
&
" Estratificação (água) "
&
" Oceano Azul "

A estratificação térmica refere-se a estratificação que ocorre, principalmente, nos meses quentes, durante a qual uma camada de água mais quente e menos densa (epilímnio) se sobrepõe uma camada mais densa e mais fria (hipolímnio). A estratificação térmica é um fenómeno comum nos lagos profundos e temperados do hemisfério Norte, como por exemplo o lago de Audition. Entre estas duas camadas há uma terceira camada (metalímnio), onde há grandes diferenças verticais de temperatura (gradientes de temperatura) e, portanto, onde as variações de densidade prevalecem. O perfil de temperatura vertical mostrado acima ilustra esta disposição em camadas para um perfil hipotético de verão. A configuração deste gráfico pode parecer um pouco atípica, quando comparada com os formatos usados ​​em outras disciplinas cientificas: em superfície coloca-se a parte superior do eixo Y (eixo de profundidade), com profundidades cada vez maiores para baixo. Esta convenção é utilizada, frequentemente, pelos geocientistas que estudam os lagos (limnologistas), em todos  os perfis verticais, uma vez que a sua configuração é consistente com a natureza das medidas verticais do perfil. A estratificação térmica é considerada como um regulador importante do metabolismo global dos lagos. O epilímnio é, relativamente, bem misturado, uma vez que ele é sujeito a mistura induzida pelo vento. Em contraste, a mistura é muito mais limitada no hipolímnio porque as camadas mais profundas dos lagos são isolados das entradas de energia transmitidas a partir superfície do lago. As trocas de substâncias dissolvidas entre o epilímnio e hipolímnio (através do metalímnio) são bastante limitadas devido ao baixo nível de turbulência e mistura. Geralmente, quanto maior for o gradiente de temperatura / densidade do metalímnio, menos trocas haverá através desta camada. Esta mistura (limitada) tem implicações na reciclagem dos componentes essenciais (nutrientes e oxigénio dissolvido). As características de estratificação térmica de um sistema, como o tempo de reciclagem e o início da estratificação, espessura e temperatura destes intervalos são manifestações de um certo número de características específicas do sistema e da influência das condições condições ambientais ("forçage" ou forçamento*). Estas características são reguladas pela morfologia da bacia (tamanho, forma, profundidade), contexto geológico, condições meteorológicas, hidrologia, e extensão da penetração da luz.

(*) Utiliza-se o termo forçamento climático quando há variações na natureza das rochas de uma série sedimentar e que elas são devidas às mudanças climáticas.

Difluência (defluviação)........................................................................................................................................................................................................Diffluence

Diffluence (défluviation) / Derivación, Difluencia / Diffluenz / 分流 / Дифлюэнция (разжижение) / Derivazione /

Ramificação de um canal fluvial ou de maré em braços que se separam sem voltar a reunir-se. Uma difluência ocorre quando o declive do perfil longitudinal do talvegue é muito fraco e o canal esta inserido numa planície sujeita a inundações. O ponto de ramificação é o ponto de difluência.

Ver: " Rio "
&
" Distributivo "
&
" Delta "

As áreas de difluência são importantes na estratigrafia sequencial uma vez que elas são muito sensíveis às variações relativas do nível do mar visto que o perfil provisório da corrente principal e das suas ramificações é, praticamente, subhorizontal. Uma pequena subida relativa do nível do mar (eustasia + subsidência ou levantamento) provocará uma inundação total da área destruindo uma grande parte senão a totalidade dos depósitos de transbordo e, particularmente, dos diques marginais naturais e dos braços fluviais. Uma descida relativa do nível do mar, mesmo pequena, deslocará par o mar e para baixo a linha da costa e assim os depósitos costeiros. O nível no mar ficará mais baixo do que o rebordo da bacia e a antiga plataforma costeira será, totalmente, exumada e exposta à acção dos agentes erosivos. Como a linha da costa se deslocará para o jusante e para baixo, o perfil provisório de equilíbrio da corrente principal e dos braços associados (o perfil de equilíbrio de uma corrente nunca é atingido) será rompido, o que vai obrigar as correntes a cavar os seus leitos para que um novo perfil provisório seja, mais tarde, atingido. Ao mesmo tempo, o aparelho deltaico e o ponto de difluência deslocar-se-ão para jusante do rebordo da bacia, criando, se as condições são favoráveis, um aparelho deltaico no prisma de nível baixo que começará a depositar-se desde que o nível do mar começar de novo a subir. Tudo isto, vai criar vales cavados, também chamados vales incisos que são, na realidade, uma das manifestações da superfície de erosão, isto é, da discordância criada pela descida do nível do mar relativo. Desde que o nível do mar relativo subiu, suficientemente, o depósito do prisma de nível baixo atinge a sua fase terminal e o nível do mar começará a inundar e preencher de sedimentos os vales cavados que serão totalmente preenchidos a quando da inundação global da região, ou seja, a quando da formação da primeira superfície de transgressiva que deslocará, de novo, a linha da costa para montante.

Difracção (onda sísmica).....................................................................................................................................................................................................Diffraction

Diffraction (onde sismique) / Difracción (onda sísmica) / Diffraktion (seismische Welle) / 衍射（地震波） / Дифракция (сейсмической волны) / Diffrazione (onde sismiche) /

Dispersão radial da energia sísmica incidente nas abruptas descontinuidades das interfaces, particularmente em estruturas em que o raio de curvatura é mais curto do que o comprimento da onda incidente, isto é, em áreas onde as lei da reflexão e da refracção não são respeitadas.

Ver: " Reflexão Lateral "
&
" Lei de Snell "
&
" Reflexão Positiva "

A analogia entre a teoria dos raios sísmicos e a óptica generaliza o conceito de difracção, que se pode definir como a transmissão de energia por um raio de trajecto não geométrico. Nos dados sísmicos, as difracções ocorrem, quando o raio de curvatura da superfície reflectora é menor, que alguns comprimentos de onda da onda incidente. A teoria das zonas de Fresnel diz, que as ondas se reflectem de uma área, mais ou menos, grande (zona de Fresnel) e não a partir de um simples ponto. Segundo esta teoria, um raio que atinja a extremidade de um reflector, não obstante a geometria da sua trajectória (rectilínea), um observador não o pode ver (o que reflecte é uma área e não um ponto), uma vez que a energia é difractada à volta da extremidade do reflector. A primeira zona de Fresnel pode ser vista como a de um cone, que tem como ápice na extremidade do reflector. As difracções ocorrem nas terminações dos reflectores, como no caso de uma falha. Elas são, em geral, hiperbólicas e atravessam os outros reflectores, o que quer dizer, que elas não têm nenhum valor cronostratigráfico. Neste autotraço (Canvas) de linha sísmica não-migrada, há um grande número de difracções, que sugerem a existência de descontinuidades entre dois blocos falhados. No bloco levantado (esquerda) a amplitude das difracções é maior que a das reflexões. No canto inferior esquerdo, as difracções são, provavelmente, criadas por um ponto localizado fora do plano da perfil sísmico. Contrariamente, a uma ideia muito aceite, as ondas, como, as ondas luminosas não se propagam em linha recta, mas segundo o trajecto, que lhes toma menos tempo. Quando existe uma falha numa linha sísmica, o plano de falha pode ser definido pela linha, que passa pelos ápices das difracções, como ilustrado acima. A forma hiperbólica das difracções é devida a hipótese do método PPC (Ponto de Profundidade Comum), no qual a fonte e o seu traço são deslocados de uma certa distancia para baixo da linha de tiro, afim que as reflexões da mesma camada sejam captadas pelos geofones em posições ligeiramente diferentes e, que uma reflexão é crida pelo ponto médio entre o geofone e a fonte.

Dique Marginal Natural..................................................................................................................................................................................................Levee

Levée (dique naturelle) / Dique marginal natural / Deich / 坝, 天然堤 / Природная плотина, насыпь / Argine, Argine naturale /

Banco de areia e argila depositado ao longo das margens de um rio ou de uma corrente turbidítica. Um dique marginal natural é construído pela acumulação sucessiva de pequenos corpos sedimentares depositados quando a corrente transborda o leito ou a depressão em que ela flui. Os diques marginais naturais são, frequentemente, associados a rios, marés, mas também a correntes turbidíticas.

Ver: « Turbiditos »
&
" Tampão Argiloso "
&
« Depósito de Transbordo »

Os depósitos por acreção vertical são aqueles que se formam, principalmente, pela deposição dos sedimentos transportados em suspensão pelas águas de transbordo. Em princípio, todos os depósitos fluviais deviam ser considerados como acreções verticais, uma vez que eles são depositados sobre superfícies pré-existentes, mas a terminologia é, sobretudo, baseada em relação ao crescimentos das planícies de inundação (também chamada várzea, que é toda a região à margem de um curso de água que fica inundada durante as cheias, e que se desenvolvem sobre um vale preenchido por aluviões sobre o qual os meandros serpenteiam devido à baixa declividade do curso do rio, o qual, em épocas de cheia* ou de enchente, extravasa sua margem original e inunda a região adjacente). Os depósitos de transbordo são construídos, verticalmente, na planície de inundação, ao contrário do crescimento lateral dos depósitos das margens dos leitos. As planícies de inundação podem ser construídas verticalmente pela: (i) Deposição das partícula sedimentares (detritos) transportados ao longo dos leitos ou por depósitos eólicos ; (ii) Escoamentos de lama ; (iii) Deslizamentos, etc. Em geral, o termo acreção vertical é aplicado aos processos de agradação, que ocorrem na planície de inundação pelo depósito dos sedimentos, normalmente finos, transportados pelas águas de transbordo. A velocidade das águas de transbordo diminui de maneira abrupta desde que elas deixam a corrente do canal principal. Assim, os depósitos de acreção vertical, mais espessos e grosseiros, são os que formam os diques marginais naturais fluviais (uma vez que há diques marginais naturais turbidíticos) que bordam o canal. Os depósitos de acreção vertical mais extensos ocorrem nas partes mais baixas da planície de inundação atrás dos diques marginais naturais, isto é, nos pântanos, os quais são formados por águas estagnadas e pouco profundas, situadas sobre um horizonte impermeável, com uma vegetação bastante densa e um solo com grandes quantidades de matéria orgânica em decomposição. Os pântanos, ou seja, as áreas planas com vegetação herbácea abundante que permanecem inundadas formam-se, geralmente, onde o escoamento das águas é lento, ou seja, em planícies mal drenadas (a massa orgânica presente na água decompões-se in situ). Normalmente, os pântanos estão localizados no curso baixo dos rios e nas zonas litorâneas, mas também podem ocorrer no curso alto e médio dos rios. A passagem dos diques marginais naturais aos pântanos é muito gradual e sem limite nítido. Os pântanos de água salgada, que certos geocientistas chamam marismas ou sapais, desenvolvem-se nas planícies inundadas pelas marés, nas zonas costeiras. Eles estão sujeitos aos mesmos extremos de salinidade, temperatura e marés que afectam as planícies de maré e têm fundo lamacento, cuja lama é fixada pelas raízes de plantas, e é, por isso, que eles são, relativamente, estáveis. A vegetação destes pântanos compreende poucas gramíneas (plantas com folhas que lembram lâmina, com caules ocos e raízes muito ramificadas, como a erva dos jardins, cereais, bambus, etc.). Os pântanos salgados situados longe do mar, estão localizados ao redor de lagos ou lagoas salgadas. A composição vegetal e diversidade de espécies de um pântano é, fortemente, influenciada pela sua relação com os ecossistemas mais próximos, que determinam a quantidade de nutrientes, o movimento da água e o tipo e quantidade de sedimentos depositados. Neste esquema, típico do Golfo do México, estão ilustrados os diques marginais naturais subaéreos e subaquáticos associados a um distributivo do rio Mississipi, os quais são visíveis na fotografia aérea. Os diques marginais naturais subaéreos limitam os pântanos. O banco interno (intensamente trabalhado pela acção das ondas) e o banco externo (trabalhado, unicamente, pelas ondas de tempestade) reconhecem-se facilmente. Os depósitos de transbordo são, também, muito frequentes nos sistemas de deposição turbidítica, sobretudo nos cones submarinos de talude onde ele forma as célebres estruturas em "asas de gaivota" de P. Vail. Por isso, quando um geocientista fala de diques marginais naturais é sempre importante especificar se se trata de diques marginais naturais fluviais ou turbidíticos (profundos).

(*) Enchente ou cheia é, geralmente, uma situação natural de transbordo da água do seu leito natural de uma corrente de água, provocadas geralmente por chuvas intensas e contínuas. A ocorrência de enchentes é mais frequente em áreas ocupadas, quando os sistemas de drenagem passam a ter menor eficiência com o tempo se não forem recalculados ou devidamente adaptados tecnicamente. Uma inundação pode ser o resultado de uma chuva que não foi suficientemente absorvida pelo solo e outras formas de escoamento, o que causa transbordamentos, mas também pode ter uma origem antrópica (construção de barragens, abertura ou rompimento de comportas de represas, etc.). Par muitos geocientistas há uma distinção conceptual entre cheia e inundação. Uma cheia refere-se a uma ocorrência natural que, normalmente, não afecta directamente a população, tendo em vista a sua ciclicidade, enquanto uma inundação é decorrente de modificações no uso do solo e podem provocar danos de grandes proporções.

Direcção de Deposição........................................................................................................................................................Depositional Strike

Direction de dépôt / Dirección de depositación / Richtung von Depositions / 沉积方向 / Простирание залежи / Direzione di deposizione /

Direcção dos limites da cintura de sedimentos de talude ou a direcção dos depósitos sedimentares que estão em continuidade numa talude (deltaico ou continental).

Ver: " Inclinação Deposicional "
&
" Tampão Argiloso "
&
" Talude Continental "

Antes de mais, é importante não esquecer a variação lateral da lâmina de água das linhas sísmicas offshore, em particular, O quando o limite entre a plataforma continental (< 200 metros de profundidade de água) e o talude continental é muito abrupto, como é o caso no autotraço ilustrado nesta figura. A jusante do rebordo da bacia, que neste caso particular coincide, praticamente com o rebordo continental (mas não com a linha da costa, uma vez que a bacia tem uma plataforma*), as ondas sísmicas têm que atravessar uma lâmina de água importante antes de chegar ao fundo do mar. Desta maneira elas são retardadas em relação às ondas sísmicas que atravessam uma lâmina de água muito mais pequena (a montante do rebordo continental), de maneira significativa, uma vez que a velocidade das ondas sísmicas na água é inferior à velocidade que elas têm ao atravessar os sedimentos. A velocidade de propagação das ondas sísmicas varia com o meio em que elas se propagam (330 m/s no ar, 1450 m/s na água, 2000 / 4000 m/s nas rochas sedimentares e 5000 m/s no granito). Tudo isto quer dizer que neste autotraço, a inclinação do fundo do mar a jusante do rebordo da bacia está muito exagerada e é mesmo possível que numa versão em profundidade os intervalos sedimentares profundos inclinem para o continente, isto é, para Oeste. Isto é o que se passa na maior parte dos offshores do Oeste da África, particularmente, no offshore de Angola, onde o substrato da bacia mergulha para o continente ao contrário da profundidade de água**. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore de Moçambique é evidente que, pelo menos localmente, a direcção deposicional é Norte Sul, ou seja, mais ou menos, perpendicular à direcção da linha sísmica. O ângulo das progradações, que formam os sucessivos taludes continentais do intervalo progradante, é máximo, isto é, a inclinação das progradações corresponde a inclinação dos sedimentos, que é ortogonal à direcção da superfície de deposição. Em relação ao intervalo progradante, a linha sísmica é, mais ou menos, paralela à direcção do acarreio terrígeno. Provavelmente, isto também é verdade em relação ao intervalo agradante, mas nesta linha, uma tal conjectura é difícil de testar. A geometria interna dos reflectores do intervalo agradante está muito deformada pelo artefacto sísmico induzido pela rápida e abrupta variação lateral da profundidade de água. Todos os reflectores da parte direita da linha sísmica estão demasiado profundos (em tempo), uma vez que a velocidade das ondas sísmicas é mais pequena na água, que nos sedimentos. As ondas sísmicas levaram mais tempo a chegar às interfaces reflectoras, porque tiveram que atravessar a lâmina de água. O limite entre o intervalo sedimentar agradante e progradante corresponde à superfície da base das progradações principais do Mesozóico (SBP. 91,5 Ma) com a qual, em geral, estão associadas as rochas-mãe marinhas potenciais do Mesozóico. O enterramento das rochas-mãe, é, provavelmente, insuficiente, na parte distal da linha sísmica, para que a matéria orgânica tenha atingido maturação, o que quer dizer que a migração dos hidrocarbonetos (caso tenha havido geração) é, provavelmente de Oeste para Este e não o contrário. Vários pacotes sedimentares (subciclos de invasão continental, induzidos por ciclos eustáticos de 2^a ordem) podem pôr-se em evidência no intervalo progradante. Alguns destes pacotes depositaram-se em condições geológicas de nível baixo (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). No pacote superior, que se depositou em condições geológicas de nível alto, é fácil de reconhecer, que as linhas fácies (com a mesma litologia e fauna) cortam as linhas tempo (linhas cronostratigráficas que aqui têm uma geometria sigmóide).

(*) Este caso é muito interessante, uma vez que a lâmina de água da plataforma actual é, ligeiramente, superior resolução sísmica, o que permite de reconhecer uma plataforma e assim de diferenciar o rebordo continental de linha da costa. Contudo, se a lâmina de água fosse um pouco mais pequena, é evidente que a maioria dos geocientistas consideraria que, sismicamente, a bacia não tinha plataforma continental, embora as condições geológicas sejam de nível alto, uma vez que todos eles sabem que depois do degelo da última glaciação o nível do mar absoluto ou eustático subiu cerca de 125 metros. Obviamente, isto é muito mais difícil de reconhecer ao longo da linhas cronostratigráficas fossilizadas. Tendo em linha de conta a resolução sísmica, quando um geocientistas diz que a bacia não têm plataforma continental, ele quer, unicamente, dizer não existe uma plataforma com uma lâmina de água superior à resolução sísmica.

(**) O que explica em parte, (a coluna de água têm pouco influência na maturação da matéria orgânica das rochas-mãe) que a zona a gás esteja próxima da linha da costa e não o offshore profundo.

Disco de Secchi........................................................................................................................................................................................................................Secchi Disk

Disque de Secchi / Disco de Secchi / Secchi - Scheibe / 透明度盘 / Диск Секки (белый диск) / Disco di Secchi /

Disco com dois quadrantes (opostos) brancos e dois pretos utilizado para medir a transparência da água dos oceanos e lagos.

Ver: « Turbiditos »
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" Eutrófico (lago) "
&
" Oceano Azul "

O disco Secchi é montado numa vara ou numa linha e descido, lentamente, na água. A profundidade na qual o padrão do disco, isto é os quadrantes pretos e brancos não são mais visível é tomada como uma medida da transparência da água. Esta medida é conhecida como a profundidade Secchi e está relacionada com a turbidez da água. A profundidade Secchi é atingida quando a reflectância (o fluxo de radiação incidente numa superfície e o fluxo que é reflectido) é igual a intensidade da luz retroespalhada da água. Esta profundidade, em metros, dividida por 1,7 indica o coeficiente de atenuação (também chamado de coeficiente de extinção), para a luz disponível, calculados sobre a profundidade do disco Secchi. As leituras de disco de Secchi não dão uma medida exacta da transparência. Pode haver erros devido ao brilho do sol na água, e uma pessoa pode ver o disco em uma profundidade, mas outra, com melhor visão, pode vê-lo a uma maior profundidade. Um disco de Secchi é um método barato e simples de medir a transparência da água, mas devido ao potencial de variação das medidas, este método deve ser padronizado, tanto quanto possível. As leituras de disco de Secchi devem sempre ser feitas fora sombra de um barco ou uma estação e feitas entre as nove horas da manhã e as três da tarde. O melhor período é entre as 10 e as duas da tarde. O mesmo observador deve sempre tomar as medidas de profundidade da mesma maneira. Uma das maneiras de fazer uma medida mais rigorosa é de descer o disco para lá do ponto de desaparecimento dos quadrantes pretos e brancos e, depois, levantá-lo e desce-lo, lentamente, várias vezes para melhor definir a profundidade de Secchi. Outro método consiste em registar a profundidade em que o disco desaparece, descer mais alguns centímetros e, em seguida registar a profundidade na qual o disco reaparece quando levantado lentamente . A profundidade Secchi será a média dos dois valores. As medidas feitas com o disco de Secchi não indicam como as atenuação mudam com a profundidade ou com particulares comprimentos de onda luz.