Discordância.......................................................................................................................................................................Discordance, Unconformity
Discordance / Discordancia / Diskordanz / 不整合 / Несоответствие, несогласное залегание / Discordanza /
Superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo, a qual pode produzir uma ausência de paralelismo dos estratos em relação aos limites dos ciclos estratigráficos. As terminações somitais (truncaturas e biséis superiores) ocorrem nos limites superiores dos ciclos estratigráficos (discordância superior), enquanto que as terminações basais (biséis de agradação e progradação) ocorrem ao longo da discordância inferior.
Voir: " Descida do Nìvel do Mar Relativo "
&
" Erosão "
&
" Desconformidade "
Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do lago de Maracaibo (Venezuela), discordâncias, isto é, superfícies de erosão, induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo são, facilmente, reconhecidas pelas terminações dos reflectores subjacentes, que foram truncados (biséis superiores por truncatura), uma vez que as discordâncias foram, localmente reforçada pela tectónica. No autotraço de uma linha sísmica do Golfo do México, os reflectores sobrejacentes à discordância F são, nesta área, aparentemente, paralelos à discordância. Todavia, nas linhas sísmicas orientadas Norte (Sul (perpendiculares à linha desta tentativa de interpretação), as terminações inferiores dos reflectores do intervalo sobrejacente à discordância (picada em vermelho) são biséis de progradação, o que quer dizer que a concordância observada nas linhas sísmicas Oeste-Este é aparente. No autotraço de uma linha sísmica do onshore da Venezuela (Lago de Maracaibo), as relações geométricas entre os reflectores indicam, claramente, que a discordância (rastreada em vermelho) foi, localmente, reforçada pela tectónica. O contexto geológico regional da área, onde esta linha foi tirada, é compressivo. Vários regimes tectónicos compressivos (σ1 horizontal) ocorreram nesta área, particularmente, durante o Cenozóico. Os sedimentos foram encurtados e levantados produzindo inversões tectónicas importantes. A superfície de erosão associada à discordância (Miocénico Superior) truncou os sedimentos do pré-Miocénico criando terminações por truncatura dos reflectores óbvias. Durante o Miocénico/Pliocénico, um outro regime tectónico compressivo, dobrou os sedimentos. Em certas áreas, como é o caso aqui, o dobramento não foi suficiente para acomodar os sedimentos às novas condições de volume. Por isso, desenvolveram-se falhas inversas afim de encurtar mais os sedimentos, de maneira que os problemas de volume sejam respeitados (lei de Goguel). Efectivamente, durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante (tendo em conta a compactação e, eventual, dissolução) Na interpretação geológica das discordâncias, os preenchimentos dos vales cavados têm um papel muito importante, como se pode verificar na tentativa de interpretação de um autotraço de uma linha sísmica regional do Golfo do México. Um dos dos problema principais da identificação das discordâncias é de saber quem tem o papel preponderante, se é a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), ou a tectónica. Por isso é importante compreender que um encurtamento produz um levantamento, mas que, em geral, não implica uma erosão. A erosão dos sedimentos levantados só existirá, se eles forem expostos aos agentes erosivos, ou seja, se eles atingirem a superfície. Um domo de sal profundo, por exemplo, levanta os sedimentos sobrejacentes alargando-os em antiformas. Se os sedimentos não atingem a superfície, não há erosão associada. Para haver erosão, o nível do mar relativo (acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica) tem que descer para que os sedimentos sejam exumados. Para a maioria dos geocientistas, a taxa das variações eustáticas (nível do mar absoluto) é maior do que a taxa das variações tectónicas, o que quer dizer que, basicamente, todas as discordância são de origem eustática embora, localmente, possam ser reforçadas pela tectónica. Para certos especialistas da geologia estrutural, em certas bacias sedimentares, como nas bacias de antepaís, o factor tectónico pode ser preponderante. Na tentativa de interpretação das discordâncias na linha sísmica do Golfo do México, é evidente que na sua grande extensão as discordâncias são críptica, ou seja, difíceis de pôr em evidência a partir das relações geométricas entre os diferentes reflectores. O que salva os geocientistas encarregados de um tal interpretação são os preenchimentos dos canhões submarinos (no talude continental superior) e os preenchimentos dos vales cavados próximo e a montante do rebordo da bacia que ele coincida ou não com a linha da costa. Efectivamente, a quando de uma descida significativa do nível do mar relativo, a linha da costa e a desembocadura dos rios é deslocada para o mar e para baixo, o que destrói o perfil de equilíbrio provisório das correntes. Estas são obrigadas a cavar os seus leitos afim que um novo perfil de equilíbrio provisório seja alcançado. Elas criam vales submarinos e vales incisos ou cavados. Estas anomalias batimétricas negativas induzidas pela erosão associada à descida do nível do mar relativo, são preenchidas desde que o nível do mar relativo começa a subir. O preenchimento dos vales cavados e canhões submarinos ocorre durante a parte final do depósito do prisma de nível baixo (PNB), antes da ingressão marinha (subida do nível do mar relativo) responsável da 1a superfície de transgressiva.
Discordância por Afogamento (carbonatos).......................................................Drowning Unconformity
Discordance par submersion (carbonates) / Discordancia por ahogamiento (carbonatos) / Ertrinken Diskordanz / 溺水的不整合 / Обводненное несогласное залегание / Discordanza per annegamento /
Tipo particular de superfície de inundação que existe nos sistemas de deposição carbonatada, e que se forma quando uma variação do nível do mar relativo (eustasia mais tectónica) põe o fundo do mar mais baixo que a profundidade da da zona fótica. O termo discordância utilizado por certos geocientista, é, ao ponto de vista da estratigrafia sequencial, mal utilizado. Na realidade, não há nenhuma superfície de erosão associada, uma vez que o nível do mar relativo sobe, mas unicamente uma cessação de formação de carbonato.
Ver: " Discordância "
&
" Deposição (carbonatos) "
&
" Descida do Nìvel do Mar Relativo "
A diferença entre os taludes continentais em terrenos siliciclásticos e carbonatados foi observada por vários geocientistas desde há muitos anos. Todavia, foi W. Schlager e Camber (1982, 1986) que quantificaram essas diferenças estudando uma grande quantidade de taludes de plataformas carbonatadas e taludes continentais siliciclásticos. Entre outras coisas, eles notaram que o afogamento abrupto de plataformas e o subsequente enterramento por siliciclásticos produz uma descontinuidade que lembra, geometricamente, a discordâncias da estratigrafia sequencial, ou seja, as superfícies de erosão induzidas pelas descidas significativas do nível do mar relativo (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). Mesmo quando o talude de uma plataforma carbonatada é menos inclinado do que um talude continental siliciclástico, o que é relativamente raro, é provável que haja uma desconformidade se forme quando a plataforma é afogada, simplesmente porque o padrão de dispersão dos sedimentos é diferente nos carbonatos e nos siliciclástico. Em 1986, Schlager e Camber introduziram o termo “descontinuidade estratigráfica por afogamento*" para uma descontinuidade criada por afogamento de uma plataforma e subsequente sobreposição de siliciclásticos ou outros sedimentos. Schlager propôs incluir neste termo não só as plataformas mortas por submersão debaixo da zona eufótica, mas também as plataformas "afogadas" por sedimentos siliciclásticos ou vulcanoclásticos, mas excluindo as descontinuidades induzidas pelas descidas do nível do mar relativo que produzem as verdadeiras discordâncias da estratigrafia sequência no sentido de P. Vail e outros (1977). Nesta linha sísmica, é, provável, que o limite superior do ciclo-sequência, formado por carbonatos, corresponda a uma discordância por afogamento, quer isto dizer, que uma subida significativa do nível do mar relativo tenha colocado o fundo do mar para além da zona fótica, o que, evidentemente, provocou o fim da formação de carbonato e a morte da plataforma carbonatada. As descontinuidades por afogamento, que na estratigrafia sequencial não correspondem a verdadeiras discordância, ou seja, a limites de ciclos estratigráficos, estão, a maior parte das vezes, associadas a uma interface entre carbonatos e siliciclásticos, o que é típico das plataformas carbonatadas ligadas ao continente, isto é, das plataformas que tem um aporte terrígeno importante depois do afogamento. Nas plataformas isoladas, como parece ser o caso do exemplo ilustrado nesta linha sísmica, que não estão conectadas ao continente, depois do afogamento o acarreio terrígeno é fraco, o que permite que a sedimentação carbonatada possa voltar depois do afogamento, se o fundo do mar atingir outra vez a zona fótica. Em tais condições, as discordâncias por afogamento podem ocorrer, igualmente, entre interfaces carbonatadas. Nestes casos, elas caracterizam-se por superfícies endurecidas, depositadas durante os períodos em que a taxa de sedimentação é muito fraca. Na estratigrafia sequencial, uma discordância por afogamento, como definida por W. Schlager, não é considerada uma discordância, mas como uma superfície transgressiva que pode corresponder uma superfície de base das progradações. Para certos geocientistas, as discordâncias por afogamento, consideradas como superfícies de inundação, são limites de ciclos estratigráficos na estratigrafia genética e não na estratigrafia sequencial, na qual nem todas as superfícies de inundação máxima são discordâncias por afogamento, mas, unicamente, as induzida pelas ingressões marinhas rápidas e importantes que põem a plataforma continental debaixo da zona fótica. Lembremos que a estratigrafia sequencial é baseada no reconhecimento das discordâncias e que a estratigrafia genética é baseada na interpretação das superfícies de base das progradações. A estratigrafia sequencial dá indicações preciosas aos geocientistas da industria petrolífera, em particular, sobre a localização das rochas-reservatórios potenciais mais prováveis, uma vez que elas terminam, contra as discordâncias, por biséis de agradação. A estratigrafia genética que se baseia na lei Walther, utiliza as superfícies de base das progradações como limites das sequências sedimentares horizontais e verticais. Dentro de um ciclo-sequência, elas localizam-se entre o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de alto nível (PNA), e sugerem a localização, mais provável, das rochas-mãe marinhas.
(*) Na realidade, eles introduziram o termo “discordância por afogamento”, mas para evitar confusões nós preferimos utilizar a expressão “descontinuidade estratigráfica por afogamento” uma vez que a expressão descontinuidade estratigráfica engloba: (i) Descontinuidades Concordantes ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, ; (iii) Descontinuidades Não Conformes ou Não Conformidades; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica,; (vii) Descontinuidades Intrusivas ; (viii) Descontinuidade Mecânicas.
Discordância Angular.................................................Enhanced Unconformity, Angular Unconformity
Discordance angulaire / Discordancia angular / Schräg-Diskordanz / 角度不整合 / Угловое несогласие / Discordanza angolare /
Discordância na qual as camadas sobrejacentes tem uma inclinação diferente da das camadas subjacentes, isto é, que existe uma fase tectónica entre os dois ciclos estratigráficos que a discordância limita. Sinónimo de Discordância Reforçada (pela tectónica).
Ver: " Descida do Nìvel do Mar Relativo "
&
" Truncatura "
&
" Desconformidade "
Duas discordâncias angulares são, facilmente, reconhecidas nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da China. Este offshore corresponde à sobreposição de quatro tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980): (i) Soco, que, provavelmente, corresponde, em grande parte, a uma cintura dobrada do Pré-Câmbrico ; (ii) Cintura dobrada aplanada do Paleozóico ; (iii) Uma bacia interna ao arco de idade Mesozóico-Cenozóico, dentro da qual se podem distinguir demigrabens, desenvolvidos durante uma fase de riftização, recobertos por sedimentos depositados durante a fase de abatimento e (iv) Uma margem continental divergente do tipo não Atlântico, de idade Cenozóico. Por cima do soco, que, provavelmente, é constituído por rochas de idade Pré-Câmbrico, depositou-se um grande pacote sedimentar de idade Paleozóico que, mais tarde, devido aos sucessivos regimes tectónicos compressivos, se transformou numa cadeia de montanhas dobradas, a qual, no fim da Era Paleozóica, se transformou numa peneplanície. O intervalo Paleozóico é separado por uma discordância angular, isto é, uma discordância, induzida por uma descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto 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, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), que foi reforçada pela tectónica, que é fácil de reconhecer, tendo em conta as terminações dos reflectores sísmicos, particularmente, os biséis somitais (ou superiores) por truncatura. Acima desta discordância depositaram-se os sedimentos da bacia interna ao arco, cuja camadas têm uma inclinação muito diferente. Um novo regime tectónico compressivo encurtou as rochas que foram levantados e erodidos. A superfície de erosão sublinha uma nova peneplanície que foi recoberta durante o Cenozóico por uma margem divergente de tipo não-Atlântico. A discordância superior, entre os sedimentos do Paleozóico/Mesozóico e os sedimentos da margem do Cenozóico é, também, uma discordância angular, embora os intervalos sobrejacentes sejam paralelos à discordância e tenham uma configuração interna paralela. Em termos sísmicos, os perfis de impedância acústica, associados com todas estas discordâncias angulares, variam, lateralmente, uma vez que as interfaces que as definem mudam lateralmente. Estas discordâncias, contrariamente, às discordâncias não reforçadas pela tectónica, não são sublinhadas por um reflector sísmico homogéneo (amplitude, mais ou menos, constante) e contínuo, mas por uma associação lateral de reflectores descontínuos e com características diferente, função do perfil de impedância acústica. Este tipo de discordâncias, não pode ser seguido ou picado (rastreado) em continuidade. O geocientista é obrigado a saltar das cristas para as depressões das reflexões ou o contrário, todas as vezes que o contraste de impedância acústica muda. É na interpretação das discordâncias e, em particular, das discordâncias reforçadas pela tectónica, que se vêem as qualidades do interpretador. Numa linha sísmica e, particularmente, dentro de um ciclo-sequência, a única superfície sísmica (superfície limitada pelas terminações dos reflectores) que se pode seguir, mais ou menos, en continuidade e sobre uma distância, relativamente, importante, é a superfície da base das progradações que separa o prisma de nível alto (PNA) do cortejo cortejo transgressivo (IT). Esta superfície sísmica, não é uma linha cronostratigráfica mais uma linha diacrónica, na medida que o hiato entre o intervalo subjacente (intervalo transgressivo) e o intervalo sobrejacente (prisma de nível alto) aumenta para o mar. Foi por esta razões que há uns anos atrás, certos geocientistas americanos diziam, de maneira um pouco infeliz, que o ponteado de uma discordância reforçada pela tectónica é para homens. Na realidade, tudo o que eles queriam dizer era que o ponteado ou rastreamento de uma discordância angular requere um certo número de conhecimentos e um certa experiência que, em geral, os geocientistas principiantes ou novatos ainda não têm. Como conclusão, pode dizer-se que as discordâncias reforçadas pela tectónica, embora sejam as mais fáceis de reconhecer no campo ou nas linhas sísmicas (tendo em conta as terminações dos reflectores dos intervalos que elas separam), são relativamente raras e locais, enquanto que as mais frequentes são discordâncias crípticas, cuja identificação se faz, sobretudo, a partir do reconhecimento dos preenchimentos dos canhões submarinos e vales cavados.
Discordância da Base (Inferior).................................................................................................................................Base-Discordance
Discordance da la base (inférieur) / Discordancia de base / Niedrigere-Diskordanz / 较低的差异 / Подошвенное угловое несогласие / Discordanza inferiore, Superficie di deposizione iniziale /
Limite inferior de um ciclo-sequência a montante da conformidade correlativa, isto é, na área onde a descida do nível do mar relativo criou, pelo menos localmente, uma superfície de erosão.
Ver: " Ciclo Sequência "
&
" Truncatura "
&
" Discordância "
Um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, por um ciclo eustático com um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My (milhões de anos). Como cada ciclo eustático é limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto 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, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), o ciclo estratigráfico associado é limitado por duas superfícies de erosão, ou seja, por duas discordâncias. Todavia, na maior parte das vezes, a erosão é, relativamente, local e limitada a zonas particulares. Nas partes profundas do talude continental e na planície abissal, não há erosão associada às variações do nível do mar relativo (pode haver erosão induzida pelas correntes turbidíticas ou pelas correntes de contorno). Nas áreas profundas, com ilustrado neste esquema, os limites dos ciclos estratigráficos são as paraconformidades correlativas (traços azuis contínuos) que correlacionam, a montante, com as discordâncias (traços azuis ondulados). Junto ao rebordo continental, que por vezes, nas linhas sísmicas podem coincidir, mais ou menos, com a linha da costa (2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto e prisma de nível baixo), os limites dos ciclos estratigráficos são mais fáceis de reconhecer, em particular, não só porque os biséis de agradação costeiros do prisma de nível baixo, que fossilizam a discordância são, em geral, bem marcados, mas também porque os preenchimentos de canhões submarinos são frequentes. A montante do rebordo da bacia, as superfícies de erosão são crípticas. Todavia, localmente, as discordância podem reconhecer-se quando preenchimentos de vales cavados estão presentes*. Em relação a um determinado ciclo-sequência (associado a um ciclo eustático de 3a ordem), a discordância de base ou discordância inferior é, evidentemente, ao mesmo tempo, a discordância superior do ciclo subjacente. Dentro de um ciclo-sequência completo, como o ilustrado nesta figura, todos os subgrupos de cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição** contemporâneos e geneticamente relacionados) se depositaram. Dentro do grupos de cortejos de nível baixo (CNB) de baixo para cima, depositam-se os seguintes subgrupos: (a) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (b) Cones Submarinos de Talude (CST) e (c) Prisma de Nível Baixo (PNB). No grupo de cortejos de nível alto (CNA), de baixo para cima, depositam os seguintes subgrupos: (d) Intervalo Transgressivo (IT), que alguns geocientistas chamam subgrupo de cortejos de nível alto retrogradante (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e (e) Prisma de Nível Alto (PNA), que se podem também chamar subgrupo de cortejos de nível alto progradante (por oposição ao intervalo transgressivo). A discordância de base ou discordância inferior reconhece-se sem grande dificuldade na base dos cortejos de nível alto (prisma de nível alto e intervalo transgressivo) e na parte superior do prisma de nível baixo. Ao contrário, na parte inferior do prisma de nível baixo (PNB) e nos cones submarinos (bacia e talude), a discordância de base não existe e por isso o limite inferior do ciclo é dado pela paraconformidade correlativa, isto é, pela a paraconformidade que tem a mesma idade que a discordância e sobre a qual os cones submarinos de bacia e de talude repousam. As terminações dos reflectores associados aos cones submarinos de talude não são verdadeiros biséis de agradação, uma vez que eles correspondem a biséis de progradação locais associados aos diques marginais naturais turbidíticos. Além disso, como eles inclinam em direcções opostos, eles formam estruturas sedimentares com um geometria particular que Peter Vail chamou estruturas em "asas de gaivota”. Tome nota que muitos geocientistas (como Cesar Emiliani) utilizam o termo termo transgressões para designar o conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez menos importantes, depositadas durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha.
(*) Dentro de um ciclo-sequência os preenchimentos dos vales cavados e dos canhões submarinos fazem-se durante o depósito do prisma de nível baixo, ou seja quando o nível do mar relativo começa a subir, ou seja, durante o sector crescente e côncavo da curva das variações do nível do mar relativo (combinação das variações do nível do mar absoluto e das variações tectónicas) .
(**) Conjunto tridimensional de sedimentos ou litofácies que faz parte de um cortejo sedimentar de um ciclo-sequência Os sistemas de deposição variam de acordo com os tipos de sedimentos disponíveis para deposição, assim como com os processos de deposição e ambientes nos quais eles são depositados. Os sistemas de deposição dominantes são os sistemas aluvial, fluvial, deltaico, marinho, lacustre e eólico.
Discordância BUU (ruptura de um continente)......................................................................Breakup Unconformity
Discordance de ruptura d’un supercontinente / Discordancia de rutura de supercontinente / Breakup Diskordanz / 分解不符合, 差异打破了超大陆 / Распад несогласием, Расхождение преодолев суперконтинент / Discordanza di rottura di supercontinente /
Discordância associada com a ruptura de um supercontinente. É o limite superior das bacias de tipo-rifte que alongaram o supercontinente antes da sua ruptura.
Ver: " Acreção "
Discordância Críptica..................................................................................................................................................Cryptic Unconformity
Discordance cryptique / Discordancia críptica / Schräg-Diskordanz / 角度不整合 / Скрытое несогласие / Discordanza angolare /
Discordância que não está, pelo menos, localmente, exagerada pela tectónica e que é difícil de reconhecer. Este tipo de discordância é, muito frequente, nas bacias onde os regimes tectónicos extensivos são predominantes. Isto é particularmente verdadeiro, a montante do rebordo da bacia e em água profunda. Nas linhas sísmicas, a grande maioria das discordâncias são crípticas, visto que a erosão, que as caracteriza, é difícil de se pôr em evidência. A montante do rebordo da bacia, apenas, os preenchimentos dos vales cavados sublinham a superfície de erosão, que acompanha a descida do nível do mar relativo, responsável da discordância. A jusante do rebordo da bacia, os preenchimentos de canhões e dos vales submarinos são particularidades geológicas que permitem, igualmente, a identificação dos limites dos ciclos estratigráficos, ou seja, a localização das discordâncias e das suas paraconformidades correlativas.
Ver: " Ciclo Sequência "
&
" Truncatura "
&
" Discordância "
Todas as discordâncias não reforçadas pela tectónica, isto é, todas as discordâncias que não são angulares, são crípticas (difíceis de identificar). Elas são difíceis de reconhecer e sobretudo de seguir (picar ou rastrear), quer nas linhas sísmicas, quer no campo. Isto é, particularmente, verdadeiro na ausência de preenchimentos de vales cavados e de canhões submarinos, como ilustrado no modelo geológico da parte inferior esquerda desta figura, onde as anomalias associados ao canhão submarino e ao vale inciso são óbvias. Da mesma maneira, isto é, perfeitamente, corroborado nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore de Nova Jersey (Canhão de Baltimore, Estados Unidos). Na parte Oeste desta linha, uma intrusão vulcânica (confirmada por poços de pesquisa petrolífera e estudos de magnetismo), que é bem visível nas linhas paralelas, deformou os sedimentos sobrejacente criando um estrutura antiforma (estrutura extensiva e não compressiva como é o caso de um anticlinal). Mais tarde, a estrutura antiforma foi, parcialmente erodida, na sequência de uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto 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, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), que exumou a plataforma continental e criou uma superfície de erosão, isto é, uma discordância regional, que sublinha o topo do Triásico. Regionalmente, a discordância associada a essa descida do nível do mar é críptica, como se pode constatar na parte Este desta tentativa de interpretação (área onde os sedimentos não foram deformados pela implementação da intrusão vulcânica). No meio da linha sísmica, as terminações dos reflectores enfatizam um domo salífero. É interessante notar que, unicamente, os sedimentos do intervalo progradante foram, parcialmente, deformados pelo movimento ascendente do domo de sal. Isto quer, provavelmente, dizer que o domo salífero atingiu muito cedo o fundo do mar, e que à medida que os sedimentos se depositavam ele eleva-se sem deformar sedimentos, até que foi, totalmente, fossilizado pelos sedimentos superiores progradantes do Cenozóico. Mais tarde, o movimento ascendente do domo salífero retomou, provavelmente, por halocinese, deformando os sedimentos sobrejacentes (alargando-os). Todavia, como como o diápiro não chegou ao fundo do mar, não houve erosão significativa dos sedimentos. Isto quer dizer que a tectónica deforma os sedimentos, mas por si só não os pode erodir. Para que haja erosão é necessário que haja uma descida significativa do nível do mar relativo que exponha os sedimentos aos agentes erosivos. Uma outra explicação possível da ausência de deformação dos sedimentos que circundam s estrutura salífera, é a de admitir que esta estrutura não corresponde a um domo de sal, mas a uma gota salífera, desconectada da rocha-mãe salífera autóctone por uma cicatriz salífera vertical. Desta maneira, a ausência de deformação dos reflectores é aparente, uma vez que debaixo da massa salífera que forma a estrutura em gota nenhum reflector sísmico se pode pôr em evidência. Esta hipótese é mais difícil de refutar que a primeira, uma vez que numa linha sísmica, um domo de sal com paredes verticais, ou seja, um domo de sal de forma cilíndrica é uma impossibilidade física: (i) A densidade do sal é constante em profundidade o que não é o caso dos sedimentos circundantes, cuja densidade aumenta com a profundidade ; (ii) Em profundidade, ao longo de um domo de sal, há um ponto de inversão de densidade entre o sal, e os sedimentos adjacentes, acima do qual a densidade do sal é maior do que a densidade dos sedimentos ; (iii) Neste autotraço, um domo de sal de 4 segundos (t.w.t) de espessura implicaria uma profundidade da base do sal muito superior à espessura da totalidade dos intervalos sedimentares (velocidade das ondas sísmicas dentro do sal é cerca de 4000-5000 m/s o que é muito superior à velocidade das ondas sísmicas dentro das rocha sedimentares clásticas). A linha sísmica desta tentativa de interpretação e em particular o intervalo progradante (Cenozóico), ou seja, o intervalo sísmico entre o fundo do mar e mais ou menos 1-1,5 segundos (t.w.t.) é utilizado nos cursos de estratigrafia sequencial para mostrar a importância e sobretudo a preponderância da eustasia (variações do nível do mar absoluto) na estratigrafia. Com efeito, nesta tentativa a subsidência induzida pela tectónica foi durante todo o Cenozóico insignificante. Todo o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) foi criado pela eustasia, uma vez que os todos segmentos, a montante da ruptura costeira da inclinação da superfície, das diferentes linhas cronostratigráfica são sub-horizontais.
Discordância Inter-regional (Sloss)........................................................................Interregional Unconformity
Discordance interrégionale (Sloss) / Discordancia inter-regional (Sloss) / Interregionale Diskordanz / 区域间的不整合 / Межрегиональное несогласие / Discordanza interregionale /
Discordância que pode ser cartografada em toda uma bacia sedimentar e que, por vezes, pode ser reconhecida noutras bacias. Este tipo de discordância foi, pela primeira vez, reconhecido nas bacias cratónicas dos Estados Unidos da América do Norte (Sloss).
Ver: " Discordância "
&
" Discordância Planetária "
&
" Estratigrafia Sequência "
Na análise sequencial é fundamental reconhecer e mapear as discordâncias, isto é, as superfícies de erosão criadas por descidas significativas do nível do mar relativo*, o qual é local e referenciado a um ponto da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental). Em geral, as discordâncias interregionais podem ser seguidas em toda a extensão de uma bacia sedimentar e mesmo em bacias diferentes. Como esquematizado nesta figura, no centro das bacias, obviamente, as discordâncias interregionais são muito difíceis de pôr em evidência, do que nos bordos uma vez que a superfície de erosão pode não existir. As discordâncias devem ser diferenciadas das descontinuidades (superfície estratigráfica criada por um período de tempo sem depósito ou por erosão deixa de ser evidente e passa a uma paraconformidade correlativa). A grande maioria dos geocientistas reserva o termo discordância para as superfícies de erosão induzida pelas descidas significativas do nível do mar relativo, qualquer que seja a importância da componente eustática ou tectónica. A erosão tem que ser regional e não local. Na mesma área, não pode haver erosão e deposição ao mesmo tempo, excepto, talvez, nas partes profundas da bacia em associação com os sistemas de deposição turbidítica (cones submarinos de bacia e, mais raramente, cones submarinos de talude). Para certos geocientistas, mesmo nestas condições de grande lâmina de água, a erosão é, quase sempre, local. Num meandro, por exemplo, deposição e erosão local existem lado a lado, o que quer dizer que elas são contemporâneas. Há erosão no banco côncavo e deposição do banco convexo, no qual se deposita a barra de meandro. Em geral, as superfícies de erosão associadas a um meandro não podem ser consideradas como discordâncias, uma vez que elas não são, na maior parte das vezes, associadas a descidas significativas do nível do mar relativo. Embora, por definição, as discordâncias interregionais possam, em geral, ser cartografadas ao longo de toda uma bacia sedimentar e, por vezes, mesmo reconhecidas em várias bacias, elas são mais evidentes, na bordadura das bacias sedimentares do que no centro onde os intervalos sedimentares são mais espessos. É por isso que muitas vezes, as tentativas de interpretações das linhas sísmicas podem ser feitas ao nível hierárquico dos ciclos-sequência na bordadura das bacias, onde as relações geométricas entre os reflectores sísmicos são mais bem marcadas, enquanto que na parte central, em geral elas são feitas ao nível hierárquico dos subciclos de invasão continental. Embora uma discordância limite sempre um ciclo estratigráfico, a sua identificação nem sempre é fácil, sobretudo se ela não estiver reforçada pela tectónica. Uma discordância reforçada, tectonicamente, é o que muito geocientistas chamam discordância angular. À escala de uma carta geológica ou de uma linha sísmica regional uma discordância reforçada pela tectónica passa, quase sempre, lateralmente a uma discordância “normal” ou “críptica” que muitos geocientistas chamam discordância eustática para sublinhar o facto que é a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) a responsável da ciclicidade sedimentar e não a tectónica. Sobre este assunto não há consenso, em particular em certas bacias sedimentares como, por exemplo, nas bacias de antepaís (antefossas), nas quais a taxa das mudanças tectónica pode ser da mesma ordem de grandeza da taxa das variações do nível do mar absoluto. Existem, unicamente, duas regiões onde as discordâncias não reforçadas pela tectónica, isto é, as discordâncias crípticas (ou discordâncias eustáticas) são, relativamente, fácies de identificar: (i) A jusante do rebordo da bacia, onde os acunhamentos dos depósitos de nível baixo (prisma de nível baixo e cones submarinos de talude) são bem visível e, em particular, junto da base do talude continental, devido ao acunhamento dos cones submarinos da bacia e (ii) Na parte superior do talude continental, onde o preenchimento de canhões submarinos enfatizam a discordância de base do ciclo-sequência sobrejacente. A montante do rebordo da bacia, quando preenchimentos de vales cavados ou incisos são presentes as discordâncias (inferior e superior) podem reconhecer-se localmente.
(*) O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada da tectónica (subsidência ou levantamento) e do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro Terra ou a um satélite (em geral um satélite radar).
Discordância Menor...................................................................................................................................................................................................Interthem
Discordance mineure / Discordancia menor / Kleine-Diskordanz / 轻微差异 / Меньшее несогласие / Discordanza minore /
Discordância que limita uma unidade estratigráfica com uma espessura comparável à de uma formação geológica ou comparável ao tempo e espessura de um andar (geológico). Vários discordâncias menores podem, por vezes, ser reconhecidas dentro de um sintema (intervalo discordante, ou seja intervalo sedimentar limitado entre duas discordâncias do tipo I ou do tipo II). Sinónimo de Intertema.
Ver: " Intertema "
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" Unidade Litostratigráfica "
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" Sintema "
O offshore da Indonésia e, particularmente, o offshore de Kalimantan (Bornéu) corresponde a sobreposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) de idade diferente, que de baixo para cima são: (i) Cintura Dobrada do Mesozóico ou Soco Pré-Câmbrico ; (ii) Bacia Interna ao Arco de idade Mesozóico / Cenozóico, na qual duas fases tectónicosedimentares se podem pôr em evidencia: a) A Fase de Riftização, caracterizada por uma subsidência diferencial e b) A Fase de Abatimento, caracterizada por uma subsidência térmica e (iii) Margem Divergente tipo não Atlântico de idade recente, que se formou desde que a ruptura da litosfera ocorreu dentro da bacia interna ao arco, a qual criou uma mar marginal (Mar sul da China). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia (Este da ilha de Bornéu), três ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência (ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, isto é, ciclos eustáticos com um tempo de duração que varia entre 0,5 e 3-5 My) podem, facilmente, pôr-se em evidência. Estes ciclos estratigráficos são limitados por discordâncias (SB. 8,2 Ma, SB. 6,2 Ma e SB. 5,5 Ma), que foram criadas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado ao fundo do mar ou à base dos sedimentos, ou seja ao topo da crusta continental), que puseram o nível do mar mais baixo que o rebordo da bacia, uma vez que os biséis de agradação costeiros foram deslocados, de maneira abrupta, para o mar e para baixo (progradação e agradação negativa). Cada uma destas discordâncias foi datada utilizando os estudos paleontológicos dos testemunhos de sondagem de poços de pesquisa e as cartas cronostratigráficas (Haq et al., 1986), uma vez que os poços, efectuados nesta região, nunca alcançaram os cones submarinos de bacia associados às discordâncias, os quais permitem de a datar, mais ou menos, correctamente. De facto, é a idade da camada pelágica que se deposita entre os cones submarinos de bacia, que dá, indirectamente, a mais correcta idade da discordância ou seja, a idade da descida do nível do mar relativo, uma vez que sublinha o hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes à discordância. Como a diferença de idade entre as discordâncias SB. 8,2 Ma, SB. 6,2 Ma e SB. 5,5 Ma é sempre inferior a 3-5 My e superior a 0,5 My, os intervalos sedimentares por elas limitados foram, por convenção, induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem e, assim, eles podem ser considerados como ciclos-sequência. Dentro dos intervalos sedimentares, que elas definem, ou seja, dentro destes ciclos-sequência, cuja taxa de sedimentação é muita alta, existem discordâncias, que certos geocientistas chamam discordâncias menores*, que permitem de considerar ciclos estratigráficos de hierarquia inferior, que são, provavelmente, induzidos por ciclos eustáticos de 4a ou 5a ordem (duração entre 0,01 My e 0,5 My). Alguns destes ciclos estratigráficos, que muitos geocientistas chamam de alta frequência ou intertemas visto que as variações do nível do mar relativo associadas são muito rápidas, são completos. Neste caso, eles são compostos por todos os grupos e subgrupos de cortejos sedimentares que formam um ciclo-sequência, os quais de cima para baixo são: (i) Grupo de Cortejos de Nível Alto (CNA), o qual é constituído por dois subgrupos: (A.i) Prisma de Nível Alto (PNA), cuja geometria progradante é muito bem marcada e contrastas como a geometria sub-horizontal do subgrupo de cortejos subjacente ; (A.ii) Intervalo transgressivo (IT), que certos geocientistas chamam cortejo transgressivo, cuja geometria é globalmente, sub-horizontal retrogradante e (B) Grupo de Cortejos de Nível Baixo (CNB), o qual é, em geral, são formado, de cima para baixo por: (B.i) Prisma de Nível Baixo (PNA), com uma geometria progradante ; (B.ii) Cones Submarinos de Talude (CST), com as características estruturas em forma de asas de gaivota em voo de P. Vail e (B.iii) Cones Submarinos de Bacia (CSB), de geometria agradante paralela, os quais podem estar desconectados da ruptura de inclinação da base do talude continental e recobertos, directamente, pela biseis de progradação do prisma de nível baixo ou mesmo pelas progradações tardias do prisma de nível alto. Quando estes ciclos de alta frequência estão incompletos são, geralmente, os subgrupos de cortejos de nível alto que não se depositaram.
(*) Esta denominação é, certamente, devida ao facto que estas discordância não estão indicadas nas cartas cronostratigráficas da EPR (“Exploration Petroleum Research” da Exxon).
Discordância Planetária..........................................................................................................................................Global Unconformity
Discordance planétaire / Discordancia planetaria / Globale Diskordanz / 全球不整合 / Глобальное несогласие / Discordanza globale /
Discordância induzida por uma descida do nível do mar relativo que se observa em toda as partes da Terra. Aparentemente, para muitos geocientistas, este tipo de discordância parece estar associado, unicamente, às variações de volume das bacia oceânicas e não à glacioeustasia.
Ver: " Global (evento geológico) "
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" Discordância "
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" Discordância Menor "
Como indicado por diversos geocientistas, a génese e interpretação das rupturas de sedimentação à escala global continuam a ser muito controversas. Recentemente, Svetlana et al., 2008, compilaram todos os dados sobre a discordância entre o Jurássico e Cretácico, num certo número de regiões, com estilos tectónicos e sedimentares diferentes. Eles concluíram que a correlação entre a discordância Jurássico / Cretácico e a curva eustática propostas pelos geocientistas da EPR Exxon (“Exploration Production Research”) não é evidente e pensam, que a definição de uma discordância global passa antes de mais por uma clarificação da curva eustática*. Como um grande parte dos geocientistas que trabalham ou que trabalharam nas companhias petrolífera, nós pensamos que existem certas discordâncias que podem ser consideradas como globais, uma vez que elas se reconhecem, praticamente, em todas as bacias sedimentares. Uma dessas discordâncias está, perfeitamente, ilustrada nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore convencional do Camarão. Com efeito, nesta tentativa de interpretação é fácil constatar uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto 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, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) entre entre os depósitos profundos de idade Cretácico (cones submarinos de talude) e os depósitos do Oligocénico Médio / Tardio. Esta discordância é caracterizada por biseis somitais por truncatura dos sedimentos subjacente e por biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes. Para muitos geocientistas, a descida do nível do mar relativo responsável desta discordância está associada é formação da calota glaciária do Antárctico, mais ou menos, há cerca de 30 Ma (Oligocénico) e cuja extensão máxima, foi atingida durante a última idade do glaciária há cerca de 19 Ma. Como até hoje ninguém conseguiu falsificar a conjectura admita pela grande maioria dos geocientistas que a quantidade de água, sob todas as formas formas é constante desde a formação da Terra há cerca de 4,5 Ga, evidente que a formação da calota glaciária da Antárctica foi acompanhada de uma importante descida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado a um ponto fixo, que pode ser o centro da Terra ou a um satélite radar). A amplitude da descida do nível do mar relativo pode ser aproximada pela subida do nível do mar absoluto induzida pelo degelo, a qual sendo muitos mais recente é mais fácil de determinar. A extensão máxima das calotas de gelo e dos mares de gelo (hemisférios norte e sul), durante a última idade do gelo, é, actualmente, bem conhecida. O alcance máximo da expansão foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. O derretimento simultâneo, foi, provavelmente, causado por uma subida global do nível do mar e por mudanças na circulação de águas profundas no Oceano Atlântico, que transportaram água mais quente para margem continental da Antárctica. A retrogradação da calota de gelo da Antárctica, que é, actualmente, de cerca de 450 km (mais ou menos 24 m por ano), contribuiu, fortemente, para os, cerca de 130 metros de subida do nível do mar absoluto pós-glaciação. Assim, pode dizer-se que descida do nível do mar absoluto, induzida pela iniciação da calota glaciária da Antárctica, causou uma importante superfície de erosão, que se reconhece não só nas margens divergentes do tipo-Atlântico, mas também nas margens divergentes não-Atlânticas (formadas em associação com a formação de megassuturas). Com esta discordância, estão associados, na parte profunda das bacias, depósitos turbidíticos profundos, o que permitem de afirmar, que a sua idade, mais provável, é de, mais ou menos, 30 Ma. A idade de uma discordância é dada pela idade do hiato mínimo entre os depósitos dos ciclos estratigráficos, que a discordância individualiza. A idade das camadas pelágicas dos cones submarinos da bacia dá, grosseiramente, idade da discordância.
(*) A Glacioeustasia e a Tectonicoeustasia são variações eustáticas, que, por vezes, são consideradas globalmente uniformes. Contudo, para muitos geocientistas, elas não podem ser nem globais nem uniformes, uma vez que qualquer causa do nível do mar afecta, igualmente, o geóide terrestre. Se isto é verdade, nenhuma curva eustática é válida globalmente. Durante o degelo das calotes glaciares, em resposta à carga da água adicionada às bacias oceânica, o nível do mar será deprimido, e em resposta à carga removida (onde as calotes glaciares derreteram), o continente será levantado. A redistribuição do material no interior da Terra é afectada pela sobrecarga e forcará, ainda mais, as variações da superfície do oceano (induzidas pelas anomalias da gravidade) e, assim, mais redistribuições da água serão necessárias para tentar igualizar o potencial gravítico. Este contínuo processo retroactivo gravítico entre as calotes glaciares, oceanos e o continente é o processo que, por fim, determina a assinatura do nível do mar relativo, que é observado em todo os lugares onde o continente e o oceano se encontram. Unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (> 10 m) e rápidas (< 1 My).
Discordância Reforçada.......................................Enhanced Unconformity, Angular unconformity
Discordância reforçada / Discordancia reforzada / Verbesserte Diskordanz / 不一致增强 / Увеличенное несогласие / Discordanza rinforzata /
Discordância, localmente, reforçada pela tectónica. Fora da região, tectonicamente, activa, uma discordância reforçada (discordância angular) passa, lateralmente, a uma paraconformidade, que sublinha a superfície de erosão (discordância) induzida pela combinação da eustasia e tectónica (subsidência ou levantamento) que limita um ciclo estratigráfico nas partes menos profundas da bacia (planície costeira, plataforma e talude continental superior). A evidência da superfície de erosão é local e sugerida pelo preenchimento dos vales cavados e canhões submarinos, assim como pelo deslocamento para o mar e para baixo dos biséis de agradação costeiros. A maioria dos geocientistas considera a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) como a causa principal das discordâncias, uma vez que as variações eustáticas têm um grande frequência e pequena amplitude, ao passo que as variações tectónicas tem uma pequena frequência e uma amplitude forte.
Ver: " Discordância "
&
" Discordancia Angular "
&
" Truncatura "
O offshore Este dos Estados Unidos e em particular o offshore de Nova Jersey, que enfatiza a abertura do Oceano Atlântico é constituído pela sobreposição de diferentes bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Em geral, nas linhas sísmicas regionais de baixo para cima reconhece-se : (i) Um soco que corresponde a maior partes das vezes uma cadeia de montanhas dobradas, mais ou menos, aplanada d idade Paleozóico (Apalaches), que sublinha o supercontinente Pangeia ; (ii) Bacias de tipo-rifte, em geral de idade Triásico, que se formaram a quando do alongamento do supercontinente Pangeia, quer isto dizer que elas são anteriores a ruptura da litosfera, a qual é, aqui, sublinhada por uma série de espessos derrames de lavas subaérias* e (iii) Uma margem divergente tipo-Atlântico de idade Mesozóico / Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore de Nova Jersey (EUA), é fácil de conjecturar que uma discordância (em vermelho), isto é, uma superfície de erosão, induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos) resultante da acção combinada das variações do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento) foi, localmente, reforçada por uma intrusão vulcânica. Na parte direita desta tentativa de interpretação, a cerca de 2,2 segundos (tempo duplo) de profundidade, esta discordância angular reconhece-se, facilmente, pelas terminações os reflectores (biséis somitais por truncatura) dos sedimentos subjacentes. Lateralmente, esta mesma discordância reforçada pela tectónica (neste caso por um regime tectónico em extensão, local, criado, pela implementação de uma intrusão vulcânica) passa a uma discordância críptica, na qual a superfície de erosão não é evidente, sobretudo a Este da domo salífero. A correlação entre estas duas discordâncias é corroborada por outras linhas sísmicas da região que não são influenciadas nem pela intrusão vulcânica nem pela intrusão salífera (domo ou diápiro de sal). Lembramos a presença de uma anomalia magnética importante e os resultados dos poços de pesquisa petrolífera perfurados nesta região, que corroboram a presença da intrusão vulcânica, cuja implementação deformou, isto é, alongou os sedimentos circunvizinhos, o que criou uma discordância angular (discordância reforçada pela tectónica). Excluindo as cinturas dobradas e bacias de antepaís, onde os regimes tectónicos compressivos podem ser predominantes, as discordâncias (limites dos ciclos estratigráficos) são consideradas na estratigrafia sequencial como induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo, nas quais a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) desempenha o papel principal (a eustasia** é responsável da ciclicidade, enquanto que a subsidência é responsável, principalmente, da quantidade de espaço disponível criada para os sedimentos). A explicação, muitas vezes, avançadas pelos geocientistas é que a taxa das variações eustáticas é, em geral, muito mais rápida do que a taxa das variações tectónicas. Uma outra discordância reforçada pela tectónica é, facilmente, reconhecida na parte Este desta tentativa de interpretação, a cerca de, mais ou menos, 4,0 segundos (t.w.t., ou seja, em tempo duplo) de profundidade. Esta discordância, que corresponde ao topo dos SDRs (“Seaward Dipping Reflectors” dos geocientistas anglo-saxões), ou seja, ao topo das lavas subaéreas, cuja implementação segue, imediatamente, a ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia. Esta discordância sublinha a passagem de um alastramento subaéreo (crusta vulcânica subaérea, escoamentos de lava) a um alastramento oceânico (crusta oceânica, lavas em almofada). O reforçamento da discordância é causado pelo abaixamento (inclinação) em direcção do mar das escoadas vulcânicas inicialmente sub-horizontais, mas que se adelgaçam em direcção do continente, devido à sobrecarga das escoadas mais recentes.
(*) Pedimos desculpa pelo pleonasmo, uma vez que um derrame de lava é, necessariamente, subaéreo visto que o material vulcânico não flui debaixo de água. Todavia, ele permite dar mais ênfase a uma ruptura do supercontinente devido a um excesso de material intrusivo numa litosfera, relativamente, adelgaçada, a qual termina por ser rasgada individualizando duas placas litosféricas e permitindo a implementação dos escoamento de lava. A acreção lateral das placas litosféricas produzida pelos sucessivos escoamentos vulcânicos, progressivamente, submerge os centros de expansão (vulcões) induzindo a formação da crusta oceânica na qual as lavas en travesseiro são predominantes.
(**) 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).
Discordância de Ruptura (Pangeia)............................................................................................Break-up Unconformity
Discordance de rupture (Pangée) / Discordancia de ruptura (Pangea) / Trennung Diskordanz (Pangea) / 分手不整合面（盘古） / Распад несогласие (Пангея) / Discordanza di rottura (Pangea) /
Discordância associada à ruptura de la litoesfera de um supercontinente (Protopangeia, Pangeia, etc.). Esta discordância separa as antigas rochas do supercontinente ou das bacias de tipo rifte (criadas antes da ruptura da litosfera, durante o alongamento do supercontinente), da margem continental divergente pela ela criada. Uma discordância de ruptura pode ser sublinhada por diferentes interfaces sedimentares: (i) Embasamento ou antigas rochas do supercontinente/Escoamentos vulcânicos subaéreos da base da margem sobrejacente ; (ii) Embasamento ou antigas rochas do supercontinente/Sedimentos não-marinhos e marinhos da margem sobrejacente ; (iii) Sedimentos das bacias de tipo-rifte/Escoamentos vulcânicos subaéreos da base da margem sobrejacente; (iv) Sedimentos das bacias de tipo-rifte/Sedimentos não-marinhos e marinhos da margem sobrejacente.
Ver: " Ciclo de Wilson"
Discordância Superior (de topo)...................................................................................................................................Top-Discordance
Discordance supérieure / Discordancia del tope, Discordancia superior / Top Diskordanz / 首页-不一致 / Угловое несогласие в кровле / Discordanza sottostante, Discordanza superiore /
Discordância que limita, superiormente, um ciclo estratigráfico e, particularmente, o ciclo-sequência, o qual é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (ciclo eustático cujo tempo de duração varia entre 0,5 e 3-5 milhões de anos). Os ciclos eustáticos são os responsáveis principais da ciclicidade da criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação).
Ver: " Discordância "
&
" Limite Ciclo Sequência "
&
" Truncatura "
Na estratigrafia sequencial, todos os ciclos estratigráficos, isto é: (i) Os Ciclos de Invasão Continental ; (ii) Os Subciclos de Invasão Continental e (iii) Os Ciclos-Sequência, são limitados, no topo e na base, por discordâncias, ou seja, por superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar referenciado ao fundo do mar ou ao topo da crusta continental (base dos sedimentos). Estes ciclos estratigráficos são induzidos por ciclos eustáticos (ciclos da da curva das variações do nível do mar relativo), os quais são, naturalmente, individualizados por descidas do nível do mar relativo. Pode dizer-se que as discordâncias correspondem aos limites dos ciclos eustáticos, os quais são definidos entre duas descidas consecutivas do nível do mar relativo. Uma discordância, quer ela seja de topo ou de base (a discordância de topo de um ciclo, é necessariamente a discordância de base do ciclo sobrejacente), corresponde a uma superfície de erosão que é, sobretudo, bem visível nas reflexões circunvizinhas do rebordo da bacia. Os paraciclos-sequência, que compõem os diferentes grupos e subgrupos de cortejos sedimentares são induzidos por paraciclos eustáticos, isto é, por ingressões marinhas sem descidas significantes do nível do mar relativo entre elas. Com efeito os paraciclos eustáticos são separados entre eles por superfícies de inundação. O conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes (paraciclos eustáticos ou subidas do nível do mar relativo em aceleração) por ingressões marinhas cada vez mais pequenas (paraciclos eustáticos ou subidas do nível do mar relativo em desaceleração) forma um ciclo eustático limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo. O que quer dizer que um paraciclo eustático não tem nada a vez com um ciclo eustático. Da mesma maneira pode dizer-se que um paraciclo-sequência, que é depositado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, não tem nada a vez com um ciclo-sequência. Um ciclo-sequência é formado por um conjunto de paraciclos-sequência que se depositam em associação com os diferentes sectores (sector descendente côncavo, sector ascendente côncavo e sector ascendente convexo*) da curva das variações do nível do mar relativo, o qual é o resultado da combinação das variações do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica. As discordâncias, são caracterizadas, quer pelos biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes, quer por biséis somitais ou superiores (por truncatura ou por sem depósito) dos sedimentos subjacentes. Estas terminações dos reflectores não se encontram ao longo de toda a superfície de erosão, mas sim em lugares privilegiados como, por exemplo nos preenchimentos dos vales cavados e dos canhões submarinos ou nos arredores do rebordo da bacia ou, mesmo, na parte média/inferior do talude continental onde, os biséis de agradação costeiros do prisma de nível baixo são bem visíveis. Quando o nível do mar relativo desce, de maneira significativa, em geral, ele fica mais baixo do que rebordo da bacia, formando o que, inicialmente, os geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) chamaram discordância do tipo I. Neste caso, a linha da costa, onde os rios desaguam, desloca-se para o mar (progradação), por vezes, várias dezenas de quilómetros e para baixo (agradação negativa). Este deslocamento da linha da costa para jusante rompe o perfil de equilíbrio provisório dos rios, os quais são obrigados escavar (erodir) os seus leitos para que um novo perfil de equilíbrio provisório seja alcançado, o que quer dizer, que a erosão se faz, de preferência, ao longo das correntes (é por isso que nas linhas sísmicas as discordâncias são difíceis de reconhecer quando elas não são reforçadas tectonicamente). Um rio atinge o seu perfil de equilíbrio definitivo ou ideal quando a inclinação do rio é tal, que ela só permite o escoamento da água e, que todo o transporte sedimentar desapareceu. Quando o rio nem deposita nem cava o seu leito, de maneira significativa, a inclinação do rio, ao longo de todo o seu percurso, permite-lhe, unicamente, de evacuar a sua carga. Um tal perfil não é definitivo, mas provisório, uma vez que o rio continua a transportar sedimentos, provenientes da erosão a montante. Em associação com uma descida do nível do mar relativo, deslizamentos e canhões submarinos podem ocorrer perto do rebordo da bacia, o que torna a identificação das discordância mais fácil nestas áreas.
(*) Quando uma regressão forçada se deposita no fim de um ciclo sequência, certos paraciclos sequência depositam-se em associação com o sector descendente convexo da curva das variações do nível do mar relativo. Recordamos que uma regressão forçada é o deslocamento da linha da costa para o mar dentro de um ciclo-sequência, quando o nível do mar relativo desce e quando a posição do limite superior do ciclo-sequência, é difícil de localizar. Desde alguns anos para cá, há um debate importante no que diz respeito a posição do limite superior do ciclo-sequência nas transições dos ambientes marinhos para não-marinhos.
Discordância de Tipo I .................................................................................................................................................Type I Unconformity
Discordance type I / Discordancia de tipo I / Typ I Diskordanz / 整合I型, 键入我不整合 / Несогласие типа I / Discordanza di tipo I /
Superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo (eustasia mais tectónica) que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (quando a bacia tem uma plataforma continental, isto é, em condições geológicas de nível alto). Nas partes profundas da bacia, onde não há, praticamente, erosão, uma discordância do tipo I passa a uma paraconformidade correlativa. Os cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST) depositam-se em associação com este tipo de discordância.
Ver: " Discordância "
&
" Discordância do Tipo II "
&
" Descida do Nìvel do Mar Relativo "
Neste esquema, uma discordância de Tipo I separa dois ciclos-sequência (ciclos estratigráficos induzidos por um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, ciclos com uma duração entre 0.5 My e 3-5 My). Ela é caracterizada não só pelos biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes, mas também pelos biséis somitais (por erosão ou por sem deposição) dos sedimentos subjacentes. O ciclo-sequência inferior está incompleto. Ele é representado, unicamente, pelos cortejos sedimentares do grupo de cortejos de nível alto /CNA) que forma o subgrupo de progradante, ou seja, o prisma de nível alto (PNA), o qual, na base, é limitado pela superfície de inundação máxima (linha tracejada colorida em verde) que o limita do subgrupo inferior de geometria retrogradante, ou seja, o intervalo transgressivo que não está representado neste esquema. Dentro do prisma de nível alto, as linhas cronostratigráficas têm uma geometria sigmóide. Neste esquema é fácil de ver que cada um dos paraciclos-sequência que formam o prisma de nível alto (PNA) corresponde a um cortejo sedimentar ao longo do qual se depositaram diferentes sistemas de deposição caracterizados por uma litologia com uma fauna, mais ou menos, típica depositada num determinado ambiente sedimentar. Igualmente, não é difícil constatar que as linhas cronostratigráficas cortam as linhas fácies (litologia) definidas pela mesma litologia dos diferentes paraciclos-sequência. Assim, dentro do prisma de nível alto (PNA) do ciclo-sequência inferior, diferentes sistemas de deposição com litologia e ambientes sedimentares, se podem pôr em evidência, os quais de montante para jusante são: (i) Planície Aluvial (muitas vezes, a topografia das planícies costeiras dos rios tem a forma de um cone, chamado cone ou leque de aluvial, o que significa que o leito do rio pode deslocar-se facilmente, inundando áreas, relativamente, distantes do leito principal) ; (ii) Planície Costeira (associada a um conjunto de factores como as variações do nível do mar relativo, correntes de deriva litoral, justaposição de cordões litorais, etc.) ; (iii) Litoral (porção da região marinha que abrange a zona atingida pela preiamar e baixamar) e (iv) Marinho. Durante o prisma de nível alto (PNA), que se deposita quando o nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto, o qual é global e referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) sobe em desaceleração (não há descidas do nível do mar relativo entre os paraciclos eustáticos), o rebordo da bacia que, inicialmente, não coincidia com a linha da costa (a bacia tinha uma plataforma continental) a partir de um determinado, quando o rebordo da bacia ficou, mais ou menos, coincidente com a linha da costa, a bacia deixou de ter plataforma continental. Desde que o nível do mar relativo parou de subir e começou a descer, a planície costeira foi levantada e a parte superior do talude continental foi exumada criando uma superfície de erosão, ou seja uma discordância do Tipo I. A erosão aumentou, drasticamente, o acarreio terrígeno, que desde que ele chega ao talude continental é transportado, por correntes de gravidade, para o fundo do mar, onde os sedimentos se depositam sob a forma de cones submarinos de bacia e de talude (os únicos intervalos sedimentares que se depositam durante descidas significativas do nível do mar relativo), começando assim um novo ciclo-sequência. Desde que o nível relativo do mar começa a subir, os biséis de agradação costeiros fossilizam, pouco a pouco, a discordância do Tipo I. O ciclo sequência superior é, igualmente, incompleto. Todavia, ao contrário do ciclo-sequência inferior, ele é, unicamente, constituído pelos subgrupos de cortejos sedimentares que formam o grupo de cortejos de nível baixo ou seja: (i) Os cones submarinos de bacia ; (ii) Os cones submarinos de talude e (iii) O prisma de nível baixo. Os primeiros reconhecem-se facilmente pela geometria agradante. Os cones submarinos de talude que neste esquema esta agrupados com os cones submarinos de bacia, reconhecem-se, sobretudo nas linhas sísmicas pelas estruturas em asas de gaivota (em vôo), enquanto que o prisma de nível baixo se reconhece, facilmente pela sua geometria progradante. Para terminar pode dizer-se que a uma discordância de tipo I, estão sempre associados, na parte profunda bacia, cones submarinos de bacia e de talude, o que não é o caso nas discordâncias de tipo II, como se pode constatar no esquema geológico ilustrado na figura seguinte.
Discordância de Tipo II...........................................................................................................................................Type II Unconformity
Discordance type II / Discordancia de tipo II / Typ II Diskordanz / 二，不整合型, 不整合型II / Несогласие типа II / Discordanza di tipo I /
Superfície de erosão criada por uma descida do nível do mar relativo que não pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (quando a bacia tem uma plataforma continental, isto é, em condições geológicas de nível alto). Apenas uma parte da plataforma ou da planície costeira é exumada, o que quer dizer, que a parte superior do talude continental fica debaixo de água. Como numa discordância do tipo I, a jusante uma discordância de tipo II ela passa a uma paraconformidade correlativa. Na parte profunda da bacia, não há cones submarinos associados com uma discordância do tipo II. Actualmente, os geocientistas não consideram mais este tipo de discordância. Eles preferem preferem falar de regressões forçadas.
Ver: " Discordância "
&
" Discordância do Tipo I "
&
" Descida do Nìvel do Mar Relativo "
Este tipo de discordância, que actualmente, praticamente, desapareceu da terminologia da estratigrafia sequencial (hoje fala-se sobretudo de regressões forçadas) não limita um ciclo estratigráfico, uma vez que a descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto, o qual é global e referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) a que ela está associada não é, suficientemente, importante para individualizar um ciclo eustático: o nível do mar relativo não fica mais baixo do que o rebordo da bacia, o que quer dizer que as condições geológicas continuam de alto nível do mar. Neste esquema, ao nível hierárquico do um ciclo-sequência, está ilustrado uma prisma de nível alto (PNA), que se depositou por cima da superfície de inundação máxima, que o individualiza do intervalo transgressivo (IT) subjacente (não representado). No prisma de nível alto (PNA), os planos de estratificação ou os reflectores (no caso de uma linha sísmica) são sigmóides e cortam as linhas de fácies (litologia) definidas pela litologias dos diferentes sistemas de deposição dos paraciclos-sequência. À medida que o nível do mar relativo sobe em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas), as regressões sedimentares associadas deslocam a linha da costa (limite jusante da planície costeira), que, provavelmente, está muito próximo do rebordo da bacia (pequena plataforma continental), para o mar (progradação) e para cima (agradação). Todavia, a progradação é largamente preponderante. A partir de um determinado momento, o nível do mar relativo, deixa de subir em desaceleração e começa a descer, lentamente, exumando, unicamente, uma parte da plataforma, antes de estabilizar, ou mesmo de tornar a subir ligeiramente. Esta pequena descida do nível do mar relativo cria uma discordância do Tipo II, o que quer dizer que ela provoca um pequeno deslocamento para o mar e para baixo dos biséis de agradação costeiros, mas não atingem o talude continental. O intervalo sedimentar depositado entre uma discordância do tipo II e a discordância do tipo I seguinte, induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo, forma o que certos geocientistas chamam ou chamaram o subgrupo de cortejos de rebordo ou prisma de bordadura de bacia (PBB), o qual, para P. Vail, faz parte integral do ciclo-sequência subjacente*. Neste modelo, é fácil de ver que as linhas cronostratigráficas (reflectores sísmicos) cortam as linhas fácies que, do continente para o mar, delimitam diferentes sistemas de deposição: (i) Areias grosseiras e siltitos depositados numa planície aluvial ; (ii) Areias finas e argilitos depositados numa planície costeira ; (iii) Areias litorais (em geral depositadas na frente de delta) ; (iv) Argilitos depositados no talude de um delta ou no talude continental, uma vez que este esquema geológico não tem escala**. Durante o prisma de nível alto (PNA) de um ciclo-sequência, o rebordo da bacia e a linha da costa são bem individualizados no início deste subgrupo de cortejos (1a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto) mas, pouco a pouco, à medida da subida em desaceleração do nível do mar relativo, a linha da costa aproxima-se do rebordo da bacia, diminuindo a extensão da plataforma continental. A partir de determinado momento a linha da costa e com o rebordo continental e a bacia deixa de ter plataforma continental (2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto), o que quer dizer, que a linha da costa coincide, grosseiramente, com o rebordo da bacia, que marca o topo do talude continental. Neste caso, o talude de um delta, por exemplo, repousara, directamente, sobre a parte superior do talude continental.
(*) Actualmente, a maioria dos geocientistas consideram que uma tal discordância faz parte integral do ciclo-sequência e eles falam quer de cortejo sedimentar descendente (P. Vail) ou de regressão forçada, que eles definem como um deslocamento da linha da costa para o mar dentro de um ciclo-sequência, quando o nível do mar relativo desce e quando a posição do limite superior do ciclo-sequência, é difícil de localizar. Desde alguns anos para cá, há um debate importante no que diz respeito a posição do limite superior do ciclo-sequência nas transições dos ambientes marinhos para não-marinhos.
(**) Toda a interpretação geológica é dependente da escala, o que quer dizer que sem escala, um geocientista não pode decidir se um talude é um talude continental (altura superior a 200 metros) ou um talude deltaico (altura, em geral, entre 20 e 50 metros). Por outro lado, pode também dizer-se que a interpretação geológica e, particularmente, a interpretação dos dados sísmicos dependem também, não só dos conhecimentos do geocientista, mas das suas expectativas e que por isso a localização dos dados é fundamental. Se uma linha sísmica, por exemplo, vem de uma margem divergente ou de uma margem convergente, o geocientista espera, naturalmente, identificar coisas muito diferentes.
Discordância de Topo dos SDRs.................................................................................................................SDRs Discordance
Discordance du top des SDRs / Discordancia del tope de los SDRs / Top-Mismatch von SDRs / 特别提款权的不匹配顶部 / Угловое несогласие СДР / Discordanza sottostante SDRs /
Discordância ou desconformidade entre os escoamentos vulcânicos subaéreos posteriores à ruptura da litosfera e os sedimentos clásticos da margem continental divergente sobrejacente.
Ver: " SDR (reflectores que inclinam para o mar)"
Discordâncias (ciclos estratigráficos).......................................................................................................................................Unconformities
Discordâncias (ciclos estratigráficos) / Discordancias (ciclos estratigráficos) / Diskordanzen (stratigraphische Zyklen) / 不整合面（地层旋回） / Несогласие (стратиграфических циклов) / Discordanze (cicli stratigrafici) /
Discordâncias de Tipo I e II, assim como as suas superfícies conformes equivalentes, que são os limites dos ciclos estratigráficos. As discordâncias de Tipo I estão associadas às descidas significativas do nível do mar relativo, as quais põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. As discordâncias de Tipo II estão associadas às pequenas descidas do nível do mar relativo, as quais, normalmente, não exumam a plataforma ou, unicamente, uma parte dela. Uma discordância de Tipo I correlaciona, a jusante, isto é, na planície abissal, com a base dos cones submarinos de bacia (CSB), o que não é o caso das discordâncias de tipo II. As superfícies basais de progradação que não são discordâncias, podem limitar um ciclos estratigráfico na parte distal da planície abissal quando as progradações dos prismas de nível alto (PNA) repousam, directamente, sobre sedimentos de um ciclo estratigráfico subjacente, por biséis de progradação.
Ver: " Discordância "
&
" Ciclo Estratigráfico "
&
" Cortejo Sedimentar "
Neste modelo matemático (Marco Polo Software) estão ilustrados três ciclos estratigráficos ditos ciclos-sequência, induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, isto é, por ciclos eustático com uma duração que varia entre 0,5 e 3-5 My. Todos os ciclos estratigráficos estão limitados por discordâncias, uma vez que estas sublinham superfícies de erosão, mais ou menos, crípticas criadas pelas descidas do nível do mar relativo, as quais são o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite, em geral, um satélite radar) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento quando ele à em compressão). Todavia, localmente, uma discordância, mais ou menos críptica, pode ser reforçada pela tectónica, criando o que certos geocientistas chamam uma discordância angular. As descidas do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado quer ao fundo do mar quer ao topo da crusta continental, quer isto dizer, à base dos sedimentos) têm que ser, suficientemente, importantes para que o nível do mar relativo fique mais baixo do que o rebordo da bacia, o que cria uma discordância do tipo I (superfície de erosão). No seguimento de uma descida significativa do nível do mar relativo, as condições geológicas de nível alto do mar desaparecem e mudam para condições geológicas de nível baixo. Quando o nível do mar relativo não fica mais baixo do que o rebordo da bacia, a discordância associada é uma discordância de tipo II e ela não é um limite de ciclo estratigráfico, uma vez que o intervalo depositado (cortejo de rebordo da bacia ou prisma de bordadura de bacia (PBB), faz parte integrante do ciclo-sequência. Neste esquema, unicamente, o ciclo-sequência intermediário (ciclo-sequência 2) está completo. Da base para o topo, e por cima de uma discordância de tipo I, reconhece-se os dois grupos de cortejos sedimentares nos quais se podem identificar os seguintes subgrupos: (i) Os cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Os cones submarinos de talude (CST) ; (iii) O prisma de nível baixo (PNB) ; (iv) O intervalo transgressivo (IT)*; (v) O prisma de nível alto (PNA) e (vi) Prisma de Bordadura de bacia (PBB). Os três primeiros subgrupos, isto é, os cones submarinos de bacia (CSB), os cones submarinos de talude (CST) e o prisma de nível baixo (PNB) formam o grupo dos cortejos sedimentares de nível baixo (CNB). O intervalo transgressivo (IT), prisma de nível alto (PNA) e o prisma de bordadura de bacia formam o grupo dos cortejos de sedimentares de nível alto (CNA). Como se pode constatar neste esquema, os cones submarinos de bacia (CSB) têm uma geometria, mais ou menos, paralela e agradante. Os cones submarinos de talude (CST) têm uma geometria ondulada (estruturas em asas de gaivota em voo de P. Vail). O prisma de nível baixo (PNB) tem uma geometria progradante. O intervalo transgressivo (IT) tem uma geometria paralela retrogradante, enquanto que o prisma de nível alto (PNA) e o prisma de bordadura de bacia (PBB) têm geometrias progradantes, mas a agradação é menos marcada do prisma de nível alto do que no prisma de bordadura de bacia. Dentro de um ciclo-sequência, o prisma de nível alto (PNA) é separado do intervalos transgressivo (IT) por uma superfície de base das progradações, o que quer dizer que o limite entre estes dois subgrupos de cortejos sedimentares eles é diacrónico. O ciclo-sequência 1 é constituído, unicamente, pelos grupo de cortejos de nível alto (CNA), nos quais se reconhecem, o intervalo transgressivo (IT), o prisma de nível alto (PNA) e o prisma de bordadura da bacia (PBB), que é separado do prisma de nível alto por uma discordância de tipo II. O ciclo-sequência 3 é, unicamente, constituído pelo grupo de cortejos de nível baixo, isto é, cones submarinos de bacia (CSB), cones submarinos de talude (CST) e prisma de nível baixo (PNB), cujas progradações, em geral, fossilizam os cones submarinos. Lembramos que o nível do mar absoluto ou eustático é função da : (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).
(*) Certos geocientistas, chamam ao intervalo transgressivo, cortejo transgressivo, mas como um cortejo é uma associação lateral e síncrona de sistemas de deposição (associação de uma litologia com uma fauna associada, depositada num determinado ambiente sedimentar) ou seja, uma fácies e um intervalo transgressivo (IT) é, necessariamente, formado por um conjunto de cortejos sedimentares retrogradantes, uma tal designação (cortejo transgressivo) é confusa para não dizer errada.
Discrepância (desigualdade de Koksma)..........................................................................................................................................Discrepancy
Inconsistance (inégalité Koksma) / Discrepancia (desigualdad de Koksma) / Diskrepanz / 差异 / Неустойчивость (горной породы) / Discrepanza /
Divergência ou desacordo, entre os factos ou alegações. Em geologia, o termo discrepância é utilizado para exprimir a diferença entre o que é esperado e o que, realmente, ocorre, como, por exemplo para exprimir a diferença entre uma tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica e a realidade geológica.
Ver: « Linha Cronostratigrafica »
&
« Secção Geológica »
&
« Correlação »
O termo discrepância é, por vezes, erradamente utilizado em vez de disparidade (grande diferença entre as coisas mensuráveis, tais como idade geológica de uma rocha, velocidade de escoamento de uma corrente, etc.). Uma discrepância é uma diferença entre as coisas que deveriam ser iguais. Uma discrepância é uma contradição, variação, incompatibilidade, ou seja, diferença entre o que esperávamos (previsto, estimado, esperado ...) e o que encontramos. Uma discrepância mesmo pequena é, em geralmente, significativa. Nesta figura está ilustrada a discrepância entre uma tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica em tempo do offshore de Angola e o mais provável modelo geológico (construído a partir dos resultados dos poços de pesquisa e de uma linha sísmica migrada convertida em profundidade). Os geocientistas quando interpretam dados sísmicos nunca podem esquecer que uma linha sísmica é um perfil em tempo (tempo duplo, isto é, o tempo de idade e volta das ondas sísmicas) e não em profundidade, como um corte geológico. Desde que os intervalos sísmicos mostram variações laterais de velocidade de propagação das ondas acústicas ou variações de espessura toda uma série de artefactos sísmicos aparecem que mascaram muito a realidade geológica. Neste caso particular, o horizonte sísmico que sublinha o topo do soco (em vermelho) tem na linha sísmica uma geometria muito diferente da geometria visível no modelo geológico. Na linha sísmica, o soco mostra um alto bem marcado, enquanto que no modelo geológico, ele inclina, mais ou menos, regularmente, para Este. A razão desta discrepância é, em parte, devida a variação lateral de espessura do sal (na linha sísmica, este intervalo, que é limitado entre o segundo e terceiro reflector, a contar de baixo, é pouco espesso porque as ondas acústicas atravessam este intervalo muito rapidamente, com um velocidade de 5000 m/s) e, em parte, devido a variação lateral da fácies do intervalo sedimentar sobrejacente ao sal. No sector Este, a fácies é carbonatada (velocidade das ondas sísmicas de, mais ou menos, 4500 m/s) e no sector Oeste ela é argilosa (velocidade das ondas sísmicas de, mais ou menos, 2000 m/s). Assim, na parte Este da linha sísmica, as ondas acústicas gastam menos tempo a atravessar os intervalos sedimentares e o reflector associado ao topo do soco é, obviamente, menos profundo (muito geocientistas dizem que ele foi levantado). O contrário sucede com os reflectores associados com a base do sal e o intervalo sobrejacente, que são ligeiramente abaixados. Nas linhas sísmica dos offshores, em particular, quando elas ilustram a passagem da plataforma continental (profundidade de água inferior a 200 metros) e offshore profundo, uma atenção muito particular tem ser tomada a influência da profundidade de água, uma vez que as ondas sísmicas se propagam muito mais, lentamente, na água do que nos sedimentos. Mais abrupta é a passagem da plataforma continental à planície abissal, mais abaixados serão os reflectores subjacentes às fortes profundidades de água. Contrariamente a uma ideia muito generalizada, nas margens divergentes, particularmente quando a passagem da plataforma continental à planície abissal é a abrupta, a geometria da discordância associada à ruptura da litosfera do supercontinente e sobretudo o substrato sedimentar, em profundidade, inclina quase sempre para o continente e não para o mar como, aparentemente, sugerido nas linhas sísmicas. O geocientistas encarregado das tentativas de interpretação das linhas sísmicas tem sempre que corrigir, mesmo que seja mentalmente, a influência das variações laterais da lâmina de água, o que é, relativamente, fácil, mas extremamente importante, em particular quando as variações são abruptas. Embora, uma tal correcção seja trivial, ela é muitas vezes esquecida o que pode ter consequências importantes na avaliação do potencial petrolífero de uma área, sobretudo, na avaliação do subsistema petrolífero armadilha / migração. Nos offshores profundos, raramente, a direcção da migração os hidrocarbonetos, gerados pelas rochas-mãe, se faz de jusante para montante (em direcção do continente), mas de montante para jusante (em direcção do mar). Toda uma série de poços de pesquisa petrolífera secos podem ser explicados desta maneira, quer dizer, por uma direcção da migração dos hidrocarbonetos não apropriada. Em certas companhias, desde que uma equipa de pesquisa propõe, num offshore, uma migração dos hidrocarbonetos em direcção do continente, para explicar uma possível acumulação, ela deve mostrar aos responsáveis da companhia, os resultados de os todos testes de refutação que a equipa efectuou para tentar provar que a migração dos hidrocarbonetos não se faz nesse sentido.
Dissolução (solução)..............................................................................................................................................................................................................Dissolution
Dissolution / Disolución / Lösung, Auflösung / 解散 / Разложение (растворение) / Dissoluzione /
Reacção química em que um material contínuo é dispersado como iões em um líquido. A halite (NaCl) dissolve-se quando colocada na água.
Ver: " Diagénese "
&
" Subsidência Compensatória "
&
" Lei de Goguel "
Nas montanhas do Jura, na Suíça, onde a fácies é, sobretudo, carbonatada, a dissolução é, por vezes, um fenómeno importante, como ilustrado nesta figura (as áreas pintadas a branco são as áreas dissolvidas). À escala mesoscópica (escala do afloramento, ou seja, da continuidade) as estruturas anticlinais são, perfeitamente, concêntricas e sem grandes perdas por dissolução, como se pode constatar no canto direito inferior deste esquema. Em certos casos, a dissolução pode atingir mais de 30% do volume total da rocha, o que quer dizer, que a lei de Goguel, que diz que durante a deformação, o volume das rochas é, mais ou menos, constante (tendo em conta a diminuição do volume induzida pela compactação), tem que ser utilizada com muito cuidado. O volume de material carbonatado perdido, por dissolução, durante a estilolitização (formação de estilólitos) pode também ser muito importante. Qualquer movimento diferencial, sobre pressão, é acompanhado, quase sempre, por dissolução e formação (diagenética) de estilólitos. Nas formações carbonatadas, mas também, embora mais raramente, em formações arenosas e quartzíticas, os geocientistas calculam, mais ou menos, o volume de rocha perdido por estilolitização (por vezes a partir da deformação dos fósseis), a qual aparece como um evento da fase inicial de deformação. Como a direcção dos estilólitos é paralela ao σ1 (esforço efectivo máximo) do regime tectónico que deformou a rocha, para calcular o volume perdido por dissolução os cortes geológicos ortogonais ao σ1 são, absolutamente, indispensáveis (para transformar uma lei tridimensional em bidimensional). Os fenómenos de dissolução são, também, muito frequentes e importantes nas bacias evaporíticas, onde a dissolução do sal pode produzir estruturas muito complicadas, como as descritas por Arbenz (1968) na bacia de Williston (EUA), que foram criadas por dissolução selectiva do sal dos evaporitos do Devónico, a qual criou uma subsidência compensatória. Este mecanismo, na sua forma mais simples, corresponde a uma lexiviação selectiva de uma parte do intervalo salífero com um colapso do tecto o que cria espaço disponível (acomodação) para os sedimentos.
Distributário, Distributivo (braço, canal)..........................................Distributary Channel, Arm, Fork
Défluent (distributaire) / Canal distributario, Brazos / abzweigender Arme / 分流河道 / Рукав (реки) / Canale emissario /
Qualquer dos numerosos braços nos quais um rio se divide para atingir o seu delta.
Ver: " Rio "
&
" Delta "
&
" Corrente (curso de água) "
Um distributário ou canal distributivo é uma corrente de água, que se ramifica ou que se escoa para fora do canal principal. Este fenómeno é conhecido por bifurcação de um rio. Os distributivos, como ilustrado nesta figura, são muito comuns nos deltas associados aos rios. O oposto de um distributivo (ou distribuidor) é um tributário ou afluente de um rio. Os distribários, normalmente, ocorrem como correntes de água próximo dos lagos ou do mar. Eles ocorrem também no onshore, como, por exemplo, nas bacias fechadas ou endorreicas (bacia de drenagem fechada, que retêm a água e não permite nenhum escoamento para outras massas de água) ou quando uma corrente distributiva se bifurca ao aproximar-se da confluência com uma corrente mais importante. Em alguns casos, um distributivo menor pode roubar tanta água ao canal principal, que ele pode tornar-se o trajecto principal da corrente. O estudo dos deltas mostra, claramente, que os canais distributários controlam o fluxo das partículas sedimentos (detritos) para o oceano. Uma relação existe, por vezes, entre o número de canais distributários, o comprimento do rio e o gradiente do delta. Estas relações são válidas para os delta controlados ou fortemente influenciados, pelas ondas do mar, descarga dos rios, marés ou pelo gelo. Muitas vezes, os distributivos de um delta resultam do efeito de pêndulo dos lóbulos deltaicos, o que quer dizer, que as correntes são obrigadas a deslocar-se, lateralmente, desde que se forma um lóbulo. Os deltas controlados naturalmente, em contraste com os deltas controlados pelos homem, como o Klinaklini (Canadá, Colômbia Britânica), têm canais distributivos, que actuam como fontes de transbordo durante os períodos de cheia. Os deltas controlados antropogenicamente, como, por exemplo, o delta do Pó, têm canais distributivos, que controlam as cheias e, também, um baixo escoamento. Os controles antropogénicos influenciam, fortemente, a taxa de progradação natural do delta induzida pelas mudanças do acarreio terrígeno. Eles controlam a posição dos canais distributários, mas também a subsidência induzida pela extracção do gás natural e água subterrânea. Mesmo nestas condições de controlo, o delta do Pó retém cerca de 16% dos sedimentos transportados pelos canais, os quais se sobrelevam à uma taxa anual de 4 / 10 cm em relação a planície de inundação.
Divagação (canal)....................................................................................................................................................................................................................................Shifting
Divagation (course d'eau) / Divagación / Streifzug / 徘徊 （频道 ) / Блуждание (отклонение русла) / Divagazione (canale) /
Deslocamento lateral de um curso de água, quer por mecanismo de formação de meandros abandonados, quer por mecanismos mais regionais que obrigam as correntes a mudar de bacia hidrográfica.
Ver: " Rio "
&
" Meandro Abandonado "
&
" Difluência "
O rio Kosi é um rio transfronteiriço que flui através do Nepal e da Índia. Alguns dos seus afluentes, como por exemplo, o rio Arun, Sol Kosi e Koshi Bhote, são originários da região autónoma do Tibete da China. Como ilustrado nesta figura, o rio Kosi é um dos maiores afluentes do rio Ganges. Junto com os seus afluentes, o rio Kosi drena 29400 km2 na China (principalmente no norte da bacia superior do Arun, na do Monte Evereste), 30700 km2 no Nepal e cerca de 9200 km2 na Índia. A bacia hidrográfica é rodeado pelos cumes, que o separam do rio Yarlung Zangbo, ao Norte, do Gandaki a oeste, do Mahananda a Este, e do Ganges, ao Sul. O rio é alimentado por série de afluentes importantes nas montanhas de Mahabharat, cerca de 48 km ao norte da fronteira entre a Índia e o Nepal. Mais baixo que o sopé dos contrafortes (Siwaliks) o rio construiu um enorme leque aluvial com mais de 15000 km2 de extensão, e ramifica-se em mais de doze canais, mais ou menos, distintos que mostram importantes divagações induzidas pelas inundações. Ao longo dos últimos 250 anos, como ilustrado nesta figura, o rio Kosi mudou o seu curso cerca de 120 quilómetros de Este a Oeste. A sua natureza instável deste rio é atribuída à forte carga de lodo que ele transporta durante as monções. As inundações na Índia tem efeitos extremos. O país é o segundo no mundo depois de Bangladesh em mortes provocadas pelas enchentes, o que representa um quinto das mortes por inundações em todo o mundo. O leque aluvial do rio Kosi é um dos maiores do mundo. Ele estende-se desde Barāhkṣetra através de todo o território do Nepal, em seguida, a nordeste de Mithila Bihar e Este do Ganges. Ele tem 180 km de comprimento e 150 km de largura e mostra mostra uma evidente divagação lateral do leito que excede 120 km ao longo dos últimos 250 anos, através de pelo menos doze canais principais. O rio, que corria perto Purnea no século 18, escoa-se agora a oeste de Sahar (http://en.wikipedia.org/wiki/Koshi_River). As divagações do Rio Amarelo designam as mudanças no leito do rio Amarelo (China) no seu curso inferior desde o estabelecimento da civilização chinesa há vários milénios atrás. Estas modificações do trajecto rio são a associar à (i) topografia regional ; (ii) forte carga sedimentar de suas águas que carregam grandes quantidades de argila (limo) e (iii) construção de diques marginais quer naturais quer antropogénicos. A peculiaridade destas divagações no caso do rio Amarelo tem ao facto que elas podem a desembocadura de várias centenas de quilómetros ao longo da costa ao ponto de a fazer passar de uma parte e de outra da em ambos os lados da Península de Shandong segundo a épocas. Assim, por volta de 1853-1855, uma divagação importante ocorreu devido a uma inundação gigantesca e à falta de manutenção dos diques marginais que fez passar o Rio Amarelo do outro lado da Península de Shandong, adoptando o trajecto actual . Em 1938, o rio Amarelo flui novamente para o rio Azul, mas adoptando uma rota mais a Oeste e a montante da que ele tinha 1289. Finalmente, na sequência de uma série de trabalhos de correcção o rio Amarelo tomou o seu leito actual em 1947. Desde essa época a divagações do rio são confinadas ao seu delta. (https://fr.wikipedia.org/wiki/Divagations_du_fleuve_Jaune).
Dolina...........................................................................................................................................................................................................................................................................Sinkhole
Doline / Dolina / Doline, Karsttrichter / 沉洞 / Карстовая воронка / Dolina, Lavello, Sinkhole /
Depressão natural ou buraco na superfície topográfica causada pelo remoção do solo ou da rocha subjacente ou de ambos pela água. As dolinas variam muito em tamanho (de alguns centímetros até várias centenas de metros) quer em diâmetro quer em profundidade. A forma das dolinas depende sobretudo da estrutura do solo e rochas em que ela se formam.
Ver: " Caverna (gruta)"
&
" Gruta "
&
" Dissolução "
Vários mecanismos de formação de uma dolina são possíveis: (i) Remoção gradual das partes solúveis de uma rocha (em geral calcários) por infiltração de água ; (ii) Colapso do tecto de uma gruta ; (iii) Abaixamento da nível freático (nível ao qual à pressão da água é igual à pressão atmosférica), etc. Por vezes, debaixo da abertura de uma dolina pode encontrar-se uma caverna, e mesmo rios como é o caso na dolina de Cedar (Parque National, EUA). As dolinas estão, muitas vezes, associadas com as morfologias de carso. Em tais regiões, pode haver centenas ou mesmo milhares de dolinas em áreas, relativamente, pequenas, de tal modo que a superfície do terreno é, totalmente, alterada e nenhuma corrente água é possível, em superfície, uma vez que toda água se escoa em profundidade. Com o tempo, as cavernas nos calcários aumentam de volume, os tectos colapsam e formam dolinas. Estas formam-se muito rapidamente e podem ter consequências catastróficas, destruindo, casas, carros e outras propriedades. As dolinas encontram-se com muita frequência nas Montanhas do Jura, assim como na Florida e, como ilustrado nesta fotografia, também no norte de Espanha. Quando os aquíferos estão a pouca profundidade, por vezes, as dolinas são preenchidas por água e formam lagos cujas dimensões podem ser importantes. Infelizmente durante séculos, as dolinas foram utilizadas para armazenar o lixo, o que evidentemente poluiu as água subterrâneas, e tem, consequências muito graves para a saúde das populações que habitam as regiões afectadas. As dolinas podem ser enterradas nos sistemas aquíferos e fossilizadas por sedimentos, quando a pressão dos aquíferos, ajuda a estabilizar os sedimentos de cobertura. Contudo, se a água é bombeada para usos urbanos ou irrigação, o que sucede frequentemente, as dolinas reaparecem uma vez que o nível freático desce. As dolinas que se formam nos recifes e ilhas de coral, que têm grandes profundidades: são os "buracos azuis" dos mergulhadores.
Dolomitização..............................................................................................................................................................................................................Dolomitization
Dolomitisation / Dolomitización / Dolomitization, Dolomitisierung/ 白云石化 /Доломитизация / Dolomitizzazione /
Processo pelo qual os calcários são total ou parcialmente convertidos em calcários dolomíticos por substituição do carbonato de cálcio (calcite) original por carbonato de magnésio (dolomite). Este processo, faz-se, normalmente, através de água carregada de magnésio. A dolomitização pode ser sincrónica ou ligeiramente posterior à sedimentação, ou fazer-se durante a litificação (diagénese).
Ver: " Diagénese "
&
" Calcário "
&
" Litificação"
A dolomitização é um processo pelo qual um calcário é alterado em dolomito (rocha organogenética sedimentar constituída por dolomite, calcite, com vestígios de argila, quartzo, pirite e marcassite). Quando um calcário é posto em contacto com uma água rica em magnésio, a dolomite, mineral de carbonato de cálcio e magnésio, CaMg (CO3)2, substitui a calcite (carbonato de cálcio, CaCO3) na rocha, volume por volume. A dolomitização implica uma recristalização a larga escala. Os grãos de dolomite (mineral), que muitas vezes mostram faces cristalográficas muito distintas, têm, mais ou menos, um tamanho uniforme que é mais pequeno do que os grãos da calcite. Quando a recristalização não é completa, os cristais de dolomite estão disseminados numa matriz de calcite. Certas rochas calcárias exibem manchas de dolomite (diferente cor), que os geocientistas interpretam como o resultado de uma contaminação local por águas ricas em magnésio. As manchas de dolomite que são, totalmente, independentes da estratificação, podem também ser o resultado de uma simples separação, a partir de uma mistura cristalina, de carbonatos de cálcio e de magnésio assim como de carbonato de magnésio, isto é, de uma precipitação local de dolomite (CaMg(CO3)2. A dolomitização é muito frequente nas sabkhas supramareais onde os iões de magnésio resultantes da evaporação da água substituem os iões de cálcio na calcite e formam a dolomite. Como o volume da dolomite é inferior ao da calcite uma dolomitização implica um aumento de porosidade de certa de 13%. Nesta figura, nota-se a dolomitização parcial da calcite, numa amostra do Câmbrico-Ordovícico da Ilha aos Ursos (Spitzberg). Os oóides* foram substituídos por euhedros de dolomite. A retenção do carácter original da textura dos oóides dentro da dolomite é evidente. Nesta lâmina delgada a dolomite foi colorida com o vermelho de alizari (nome comercial da raiz da ruiva), o que lhe dá, em preto e branco, tonalidades mais escuras.
(*) Em geologia, os oóides são grãos milimétricos(geralmente com menos de 2 mm de diâmetro), esféricos e não-biológicos que se desenvolvem principalmente em águas tropicais e pouco profundas. Eles são formados por cristalização sucessiva de camadas, geralmente, compostas de carbonato de cálcio, à volta de um núcleo (grão de calcite, fragmento de esqueleto ou de uma concha, grão detrítico). Os cristais geralmente são organizados radialmente, mas também podem crescer sem seguir uma geometria particular. Uma rocha composta de oóides é chamada de oolite. Em alguns casos, os oóides podem ser compostos de outros minerais: hematite para os "oolites de ferro", chamosite (clorite rico em ferro), fosfato, etc. (https://fr.wikipedia.org/wiki/Ooïde).
Doma Abissal.....................................................................................................................................................................................................................Abyssal Dome
Dôme abyssal / Domo abisal / Abyss-Kuppel / 深海穹顶 / Абиссальный купол / Dome abissale /
Relevo saliente e isolado, de origem vulcânica, com a forma de um doma que se encontra com muita frequência na planície abissal do assoalhado oceânico.
Ver: " Assoalhado Oceânico "
&
" Colina Oceânica "
&
"Cronologia da Tefra"
Neste mapa do ponto triplo dos Açores, construído a partir dos dados de D.T. Sandwell, é fácil de reconhecer as principais morfologias existentes na planície abissal, em particular, os domas abissais. Esta figura ilustra, claramente, a influência que pode ter a morfologia da planície abissal nas variações globais (eustáticas) do nível do mar. A grande maioria dos cientista admite a hipótese que a quantidade de água (sob todas as suas formas) é constante desde a formação da Terra, isto é, desde à cerca de 4,5 Ga (109 anos). Quando o volume das bacias oceânicas diminui, o que é o caso durante a dispersão dos continentes, individualizados pela ruptura dos supercontinentes (Protopangéia e Pangéia), o nível do mar vai subir e inundar, parcialmente, as bordaduras dos continentes. Ao contrário, desde que os continentes começam a aproximar-se uns dos outros (como a Terra é finita e, mais ou menos, redonda, a oceanização tem que ter uma contrapartida, que é a subducção), o nível do mar vai começar a descer, uma vez que o volume das bacias oceânicas aumenta. O máximo de volume das bacias oceânicas é atingido quando toda a crusta continental é aglutinada num pequeno grupo de placas litosféricas e forma um supercontinente, como, por exemplo, a Pangéia. A relação entre o volume das bacias oceânicas e a oceanização, isto é, a formação de nova crusta oceânica é fácil de compreender, uma vez que quanto maior forem as montanhas oceânicas (nova crusta oceânica) menor será o volume das bacias oceânicas. Basta imaginar um aquário em plástico deformável e transparente no qual se deita uma certa quantidade de água. Desde que a base do aquário é deformada por um pistão, por exemplo, o nível da água no aquário vai subir porque, para a mesma quantidade de água, o volume do aquário diminuiu devido a deformação imposta pelo pistão. Quando a expansão oceânica é muito rápida, a crusta oceânica nova, que forma as dorsais oceânicas não tem tempo suficiente para arrefecer (ficar mais densa) e a sua morfologia é muito acentuada. Ao contrário, quando a expansão é lenta, a crusta arrefece, aumenta de densidade e a morfologia é menos acentuada, assim o nível eustático será mais baixo.
Dorsal Média Oceânica......................................................................................................................................................Mid-Oceanic Ridge
Dorsale mid-océanique / Dorsal medio-oceánica / Mid-ozeanischen Rücken / - 中洋脊 / Срединноокеанический хребет / Dorsale mid-oceanica /
Complexo de montanhas submarinas adjacentes à linha mediana do assoalhado do oceano, onde se forma nova crusta oceânica (alastramento oceânico). O sistema de uma dorsal média oceânica é, essencialmente, um vulcão linear segmentado. Há um grande número de dorsais médias oceânicas: (i) A dorsal Atlântica, que funciona como o centro do Atlântico ; (ii) A dorsal do Este Pacífico ; (iii) A dorsal do sudeste Índico, etc. As dorsais são centros de oceanização (alastramento), onde as placas litosféricas se afastam mutuamente. Elas elevam-se milhares de metros acima do fundo do mar regional e podem ter uma extensão de mais de 60000 km.
Ver: " Fundo Oceânico "
&
" Expansão Oceânica "
&
" Cronologia da Tefra "
As dorsais médias oceânicas são os montes submarinos que estão localizados no meio dos oceanos da Terra. Elas podem atingir uma altura importante acima da planície abissal (mais ou menos de 2000/3000 metros). As dorsais médias oceânicas têm uma fissura central, chamada rifte, ao longo da qual material vulcânico, vindo do manto sublitosférico, é emitido de maneira, mais ou menos, contínua formando novos vulcões e porções de litosfera oceânica. Desta maneira as rochas são mais jovens estão no centro da dorsal e perto do rifte. A idade do assoalhado oceânica aumenta à medida que nos afastamos do rifte médio oceânico. Com o tempo (escala de milhões de anos), este alastramento oceânico faz com o oceano se torne mais amplo, de modo que os continentes em ambos os lados do oceano se afastam um do outro. A renovação permanente do fundo dos oceanos (assoalhado oceânico) por este fluxo contínuo de magma faz com a crusta oceânica seja, geralmente, mais jovem do que a crusta continental, pelo menos nas partes mais próximas das dorsais. A parte central de uma dorsal média oceânica (rifte) pode observar-se, por exemplo, na Islândia, como ilustrado na pequena fotografia (em cima e à esquerda desta figura). Efectivamente, à medida que as placas litosféricas (Europa e América do Norte) se afastam, nova crusta oceânica se cria numa litosfera adelgaçada (rifte) onde diques vulcânicos em toldo afloram no fundo do mar. Em superfície esta região corresponde, mais ou menos, a uma fossa de afundamento alongada, formada por falhas normais com vergência oposta. Ela pode atingir algumas dezenas de quilómetros de largura e centenas de quilómetros de comprimento. A fossa central, como dito acima, é o rifte da dorsal média oceânica ao longo da qual a nova crusta oceânica é injectada. Nesta figura, é interessante notar o deslocamento da dorsal média oceânica pelas falhas de transformantes. Estas falhas não têm nada a ver com as falhas de cisalhamento, como pensavam certos geocientistas, uma vez que elas são, unicamente, activas entre os segmentos da dorsal média oceânica. Elas individualizam diferentes placas litosféricas. O deslocamento, quer ele seja destro ou sinistro, é aparente. Ao contrário de uma outra ideia muito espalhada entre certos geocientistas, as falhas transformantes não se prolongam para o continente. São as linhas de fractura continentais que condicionam a localização das falhas transformantes e não contrário. Isto quer dizer, que os sectores da dorsal média oceânica, ao Norte e ao Sul de uma falha transformante, podem ser, totalmente, independentes uns dos outros. Não se pode dizer, que inicialmente, existia uma única dorsal que foi partida e deslocada lateralmente por falhas de cisalhamento. Ao longo das margens Atlânticas, as direcções das falhas transformantes (recentes) correspondem, exactamente, às direcções das linhas de fractura do supercontinente Pangeia, isto é, do supercontinente que se formou do fim do Paleozóico. Foram estas linhas de fractura, que condicionaram não só a localização das bacias de tipo-rifte (bacias sedimentares que não se devem confundir com o rifte médio oceânico), formadas durante a alargamento da litosfera, mas também as áreas de fractura da litosfera, as direcções da expansão oceânica e os pontos quentes. Como a morfologia central da dorsal média oceânica se assemelha a morfologia do Grande Vale do Rifte, certos geocientistas deram-lhe, também, o nome de rifte, o que cria mal entendidos. Efectivamente, aquilo a que chamamos bacia de tipo-rifte tem uma morfologia semelhante, mas ela corresponde a um alongamento da crusta continental de um supercontinente seguido por um preenchimento sedimentar antes da ruptura da litosfera, isto é, antes da oceanização. O termo Grande Vale do Rifte* foi dado no final do século XIX por John Walter Gregory à trincheira geográfica contínua, de cerca de 6000 km de comprimento, que se estende do norte da Síria ao centro de Moçambique. O termo vale rifte continua a ser utilizado, mas é considerado, geologicamente, impreciso porque combina características que hoje são consideradas distintas.
(*) Ou Vale do Rifte é um complexo de falhas normais criado há cerca de 35 milhões de anos com a separação das placas litosféricas africana e arábica. Esta estrutura estende-se no sentido Norte / Sul por cerca de 5000 km, desde o Norte da Síria até ao centro de Moçambique, com uma largura que varia entre 30 e 100 km e, com uma profundidade de algumas centenas a milhares de metros.
Drumlin..................................................................................................................................................................................................................................................................Drumlin
Drumlin / Drumlin / Drumlin / 鼓丘 / Друмлин (невысокий продолговатый холм) / Drumlin /
Colina mais ou menos perfilada, em grande parte, composta por tilo* e com a extremidade mais suave orientada na direcção segundo a qual o glaciar se deslocou. Os drumlins podem aparecem em pequenos conjuntos formando campos de drumlin.
Ver: " Ambiente de Deposição "
&
“ Glaciar ”
&
" Tilo "
Um drumlin é um pequeno montículo formado por acção glaciária. O eixo maior é paralelo ao movimento do gelo e a face mais abrupta do montículo é orientada contra o sentido do movimento (talude a jusante). Estas estruturas podem ter mais de 50 metros de altura e mais de 1 quilómetro de de comprimento. Elas são formadas por várias camadas que se sobrepõem a um núcleo fundamentalmente formado por um tilo glaciário. Existem várias teorias par explicar a formação dos drumlin. Certas teorias consideram os drumlins como formados directamente pelo gelo, enquanto que outras consideram que os drumlins são o resultado de inundações catastróficas da água altamente pressurizada que flui debaixo do gelo. De qualquer maneira, os drumlins são interpretados, basicamente, como uma ondulação de uma corrente. Todavia, contínua sem se compreender porque é que certos glaciares têm drumlin associados e não outros. Os drumlins são, muitas vezes, associados com moreias arqueadas (ou moreias Rogen, quer isto dizer, moreias formadas debaixo dos glaciares), as quais que têm uma morfologia semelhante as ondulações das areia das praias. Este tipo de moreia, que como dito antes ocorre em grupos ou campos são orientados transversalmente ao escoamento inicial do gelo, o que não é o caso dos drumlins que se orientam paralelamente ao escoamento do gelo (no sentido do escoamento). Pode dizer-se que morfologia assimétrica dos drumlins indica a direcção do movimento do gelo. O lado menos inclinado (jusante), em oposição ao talude montante, é no sentido do movimento. A altura de um drumlin pode variar entre 8 e 60 metros e o comprimento ultrapassar largamente o quilómetro. Em certos casos, os drumlins dispõem-se em grupos, mais ou menos, paralelos ao movimento do glaciar como é o caso no esquema ilustrado nesta figura. Não esqueça, que actualmente, é ainda difícil de compreender se os sedimentos se depositaram directamente com a forma de um drumlin ou se essa forma é o resultado de modificações posteriores.
(*) Blocos de argila ou outras partículas sedimentares depositadas durante a fusão dos glaciares e calotas glaciárias.
Duna.............................................................................................................................................................................................................................................................................................Dune
Dune / Duna / Düne / 沙丘 / Дюна / Duna /
Monte de areia construído por processos eólicos.
Ver: " Areia "
&
" Duna da Praia Alta "
&
" Deserto "
A origem das dunas de areia é muito complexa. Existem três pré-requisitos essenciais: (1) Um abundante acarreio de areia solta numa região, mais ou menos, desprovida de vegetação ; (2) Uma energia eólica suficiente importante para movimentar os grãos de areia, e (3) Uma topografia na qual as partículas de areia possam perder sua energia e se depositem. Vários de objectos, como, por exemplo, arbustos, pedras ou mourões, podem opor-se à força do vento e provocar o empilhamento da areia em pequenos montículos e finalmente em dunas de grandes dimensões. Certos geocientistas mencionam a presença de formigueiros que formam o núcleo sobre o qual as dunas de areia se desenvolvem. A direcção e velocidade do vento, além do acarreio local de areia, produzem uma grande variedade de formas e tamanhos das dunas. O vento desloca individualmente os grãos ao longo da superfície inclinada de barlavento até atingir a crista, que deslizam no o lado de sotavento (face de deslizamento), acumulando-se na base invadindo, lentamente, novas áreas. Algumas dunas com cristas de apenas 30 metros de altura podem avançar 50 metros por ano, o que é uma grande ameaça para as habitações, quintas e estradas doa arredores. Se a direcção do vento é suficientemente uniforme ao longo dos anos, as dunas, gradualmente, mudam na direcção do vento predominante. A vegetação pode estabilizar uma duna, impedindo seu movimento com o vento predominante. Ao longo da costa de certas áreas dos Estados Unidos da América do Norte, florestas inteiras poderão crescer em áreas de dunas. Às vezes, grandes tempestades ou outros distúrbios podem destruir a copa das floresta permitindo que a areia de dunas próximas entre na área perturbada. A estrutura e composição mineral de grãos de areia que formam uma duna depende da geologia das montanhas que foram erodidas pelo vento e água. Embora a maioria das dunas seja composta de grãos de quartzo e feldspato, as dunas brancas White Sands, no Novo México, são formadas de grãos de gesso. As famosas dunas de areia negra das praias das ilhas tropicais do Pacífico Sul são feitas de pequenas partículas vulcânicas. As dunas de areias brancas das praias tropicais (corais e atóis) são compostas de uma variedade muito brilhando de animais microscópicos, algas, fragmentos de corais, foraminíferos, etc. (http://waynesword.palomar.edu/ww0704.htm #Introduction).
Duna de Praia Alta (nebka litoral)....................................................................................................................Foredune, Tail-Dune
Dune d'estran (avant dune)/ Ante-Duna / Verdünen, Stranddünen, Primärdünen / 滨沙丘 / Передовая дюна, хвостовая дюна / Dune battigia (prima duna) /
Dunas encostadas ao cordão litoral ou à arriba e formadas pela acumulação de areia da praia transportada pelo vento contra um obstáculo, geralmente, contra um tufo de vegetação halopsamófila (que vive nas areias salgadas das praias). Estas dunas começam por ter a forma de uma cauda, mas rapidamente adquirem a forma característica de um domo (quase sempre com menos de um metros de altura). Quando, as dunas da praia-alta têm mais de um metro de altura, alguns geocientistas chamam-lhes, dunas de "rebdu", as quais podem aparecer isoladas ou associadas. (De Albergaria Moreira, 1984).
Ver: " Berma de Praia "
&
“ Arriba ”
&
" Praia Baixa "
As dunas da praia-alta formam-se atrás da praia-média nas cristas das bermas, onde a vegetação ou outros obstáculos prendem os grãos de areia transportada pelo vento. As dunas da praia-alta são tanto maiores quanto mais a acreção de areia continua. O vento, com uma velocidade suficiente, erode os grãos de areia da praia-média e baixa e transporta-os para montante. A saltação é o meio de transporte principal pela qual a areia se desloca. É um processo onde cada grão de areia é transportado pelo vento perto da superfície por uma série de pequenos saltos. Pela acção do vento os grão de areia são calibrados. A vegetação tem um papel preponderante no tamanho, forma e estabilidade das dunas de praia-alta. As primeiras plantas que colonizam as dunas da praia-alta são ervas resistentes à seca e capazes de resistir ao enterramento provocado pelo movimento lateral das dunas. À medida que essas plantas crescem através da areia, elas contribuem à prisão de mais areia e assim as dunas aumentam de tamanho. Estas dunas podem atingir mais de 5 metros de altura, mas, em geral, elas, raramente, ultrapassam um metro. De qualquer maneira, estas dunas actuam como barreiras contra a acção destrutivas das vagas e marés e são fontes de areia para as praias durante os períodos de erosão. Elas também protegem as áreas a montante atrás da acção das vagas e da água salgada durante as tempestades. Como estas dunas têm uma grande proporção de areia visível (20%), delas são dunas amarelas.
Duração de um Ciclo-Sequência....................................................................................................................................................Sechron
Durée d'un Cycle-Séquence / Duración de un ciclo secuencia / Sechron, Zykluszeit Reihenfolge / 周期时间序列 / Продолжительность цикла-последовательности / Secrona /
Intervalo de tempo máximo ocupado por um ciclo-sequência que, geralmente, varia entre 0,5 My e 3-5 My. Este intervalo é medido entre os pontos onde as discordâncias, que limitam o ciclo-sequência, passam, lateralmente, às superfícies conformes, ou seja, nas áreas com um hiato insignificante (planície abissal). Ao longo de uma discordância (superfície de erosão), o hiato mínimo, que data a descida do nível do mar relativo que a causou, é onde ela é fossilizada pelos cones submarinos de bacia do ciclo-sequência sobrejacente.
Ver: " Ciclo de Invasão Continental "
&
“ Ciclo Estratigráfico ”
&
" Ciclo Sequência "
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do onshore dos Estados Unidos, é fácil de constatar que ela foi feita ao nível hierárquico dos ciclos estratigráficos ditos ciclos-sequência, uma vez que a diferença de idade entre as sucessivas discordâncias que limitam os ciclos-sequência é inferior a 3-5 My (milhões de anos) e superior a 0,5 My*. Na estratigrafia sequencial, cada ciclo estratigráfico é induzido por um ciclo eustático, cujo tempo de duração permite classificar os ciclos estratigráficos em: (i) Ciclos de invasão continental, quando eles são induzidos por ciclos eustáticos de 1a ordem, isto é, por ciclos eustáticos que têm um tempo de duração entre superior a 50 My ; (ii) Subciclos de invasão continental, quando eles são induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem, os quais tem uma dura duração que varia entre 3-5 e 50 My ; (iii) Ciclos-sequência, quando eles são induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, cujo tempo de duração varia entre entre 0,5 e 3-5 Ma ; (iv) Ciclos de alta frequência, quando eles são induzidos por ciclos eustáticos de curta duração, em geral, entre 0.5 My e 0,01 My**. Os paraciclos-sequência, que certos geocientistas chamam de maneira errónea ciclos parassequência, formam os diferentes subgrupos de cortejos que compõem um ciclo-sequência, são induzidos por paraciclos eustáticos, que correspondem a subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas), cuja duração pode variar entre 0,01 e 0,5 My, mas sem descida do nível do mar relativo entre elas. O nível do mar relativo, é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental). Ele é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, que é nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite, em geral, um satélite radar e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão). O espaço disponível para os sedimentos (acomodação) que formam os paraciclos-sequência é criado por ingressões marinhas sucessivas sem que entre elas haja descidas do nível do mar relativo entre elas. A sedimentação não ocorre durante as ingressões marinhas, mas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha. Nas linhas sísmicas convencionais, que têm uma resolução sísmica cerca de 30-50 metros, uma interpretação em ciclos-sequência, só é possível se a área em que a linha sísmica foi tirada corresponder a um grande centro de deposição, isto é, a uma área com uma taxa de deposição muito importante, para que os ciclos-sequência tenha uma espessura superior à resolução sísmica, como é o caso ilustrado nesta tentativa de interpretação. Isto é, particularmente, importante uma vez que, unicamente, nas tentativas de interpretação feitas ao nível hierárquico dos ciclos-sequência, ou seja, quando os cortejos sedimentares ou subgrupos de cortejos sedimentares se podem por em evidência, é que se podem prognosticar litologias. Em todos os outros casos, quando um interpretador prognostica litologias, é certamente um erro de "jeunesse" como dizem os geocientistas franceses. Nesta tentativa de interpretação, uma importante desarmonia tectónica foi induzida pelo intervalo salífero (colorido em vermelho), cujos escoamentos (lateral e vertical) criaram uma grande sutura salífera (enfatizada por ciclos acima e debaixo da desarmonia, a qual não corresponde, pelo menos na estratigrafia sequencial, ao que se chama discordância ou seja a uma superfície de erosão). Nesta área, todos os ciclos-sequência são incompletos. Os cones submarinos (cones submarinos de bacia, CSB e cones submarinos de talude, CST) estão sempre ausentes, pelo menos nesta linha sísmica). Alguns ciclos-sequência estão, unicamente, representados pelo prisma de nível alto (PNA). O deslocamentos das rupturas costeiras de inclinação das sucessivas superfícies de deposição (enfatizadas pela interfaces sedimentares responsáveis pelos reflectores sísmicos) sublinham bem as descidas do nível do mar relativo, assim como os intervalos regressivos (progradação) e transgressivos (retrogradação).
(*) Ma significa milhões de anos atrás, isto é, uma idade geológica, enquanto que My significa um intervalo de milhões de anos, o qual pode ter ser de idade Paleozóico ou Cretácico.
(**) Muitos geocientistas consideram ciclos eustáticos de 4a ordem, quando o tempo de duração é entre 0,5 My e 0,08 My, ciclos eustáticos de 5a ordem, eles têm uma duração entre 0,08 My e 0,03 My e ciclos eustáticos de 6a ordem, quando eles têm uma duração entre 0,003 e 0,001 My.
Duripan..................................................................................................................................................................................................................................................................Duripan
Duripan / Duripan / Duripan (Boden-Horizont) / Duripan （土层） / Дюрипэн (плотный горизонт почвы) / Duripan (Orizzonte del suolo) /
Horizonte de um solo endurecido pela cimentação de sílica illuvial.
Ver: " Solo "
&
" Iluvial "
&
" Fragipan"
O duripan é um horizonte subterrâneo cimentado com sílica de tal maneira que os fragmentos secos não se desintegram durante uma imersão prolongada em água ou no ácido clorídrico. A fase* de duripan caracteriza os solos que têm um duripan cuja parte superior tem menos de 100 cm de profundidade. Os duripans diferem pelo seu grau de cimentação devido à sílica. Além disso, eles geralmente contêm cimentos acessórios, especialmente óxidos de ferro e carbonato de cálcio. Os duripans têm aspectos variados, mas todos têm uma consistência muito firme ou extremamente firme quando húmido e são sempre quebradiços. O duripan é semelhante a um fragipan, um horizonte petrocálcico e a um horizonte petrogessificado, os quais estão, firmemente, cimentados. Nas descrições dos solos os duripans são, frequentemente, indicadas pela símbolo Bqm. O equivalente mais próximo no sistema de classificação dos solos do Canadá é o chamado de horizonte Duric, embora isso não significa exactamente a mesma coisa que um duripan nos Estados Unidos. Os duripans formam-se quase que exclusivamente em regiões áridas ou nos climas mediterrânicos, e podem ser tão duro como o cimento, o que os torna muito difícil senão impossível de lavrar com um arado ou charrua. Os solos que contém duripans são, geralmente, utilizados para pastoreio ou habitat dos animais selvagens e são, raramente, cultivados. Segundo a taxonomia dos solos dos Estados Unidos da América do Norte proposta em 2006, as características requisitadas para que um solo seja considerado como um duripan são: (i) Estar cimentado ou endurecido em mais de 50 por cento do volume do horizonte ; (ii) Mostrar evidências de acumulação de opala e outras formas de sílica, tais como, revestimentos, lentes, interstícios parcialmente cheios ; (iii) Menos de cinquenta por cento dos fragmentos (secos) são efervescentes ácido clorídrico (HCl), mas mais de 50 por cento são efervescentes KOH (hidróxido de potássico ou potassa cáustica) ou NaOH (hidróxido de sódio ou soda cáustica) concentrados ; (iv) Devido à sua continuidade lateral, as raízes podem penetrar no duripan apenas ao longo de fracturas verticais espaçadas horizontalmente de 10 cm ou mais. Os duripans ocorrem, principalmente, em climas áridos ou semiáridos, onde o solo é geralmente seco ou sazonalmente seco. Os solos com duripans são, muitas vezes, geograficamente, associados às áreas de forte actividade vulcânica, e mostram evidências de carbonato de sódio ou de deposição de vidro vulcânico. O vidro vulcânico altera-se, rapidamente, proporcionando uma ampla oferta de sílica solúvel, para cimentar o solo subjacente. Outras fontes frequentes de sílica (agente de cimentação) são os minerais é de ferromagnesianos e os feldspatos.
(*) As fases são caracteres limitantes ligados às propriedades da superfície do solo ou do subsolo e que não estão necessariamente relacionados à pedogénese e cruzam os limites das diferentes unidades pedológicas. (https://books.google.ch/books?isbn=9252026223).
