Epibentos (organismos).....................................................................................................................................................................................................Epibenthos

Êpibenthos (organismes) / Epibentos (organismos) / Epibenthos (Wohnen über der Sedimentoberfläche) / Epibenthos （以上表层沉积物的生活） / Эпибентос / Epibenthos (Vivere al di sopra della superficie del sedimento)/

Organismos que vivem no fundo do mar ou imediatamente acima. Alguns epibentos estão ligados ao fundo do mar, mas outros são móveis. Esponjas, corais e estrelas do mar são exemplos de epibentos.

Ver: « Bentos »
&
« Mesobentos »
&
« Merobentos »

Os organismos bentos ou bentónicos incluem as espécies que vivem acima da superfície do sedimento (epibentos) e as espécies que vivem abaixo da superfície do sedimento (endobentos). Esta distinção nem sempre é nítida uma vez que certos organismos, como por exemplo, certos vermes Sabelídeos, vivem em ambos ambientes. Tradicionalmente, para a maior parte dos geocientistas, os organismos epibentos incluem a fracção dos bentos que é, directamente, sobre o fundo do mar e não enterrada (infauna ou endobentos). Dentro dos organismos epibentos, desenvolveram-se duas estratégias de vida diferentes: (i) Epibentos fixos ou sésseis, isto é, os organismos que não se movem e vivem, permanentemente, ligados ao substrato (como exemplo, as esponjas, gorgónias, corais, crustáceos, briozoários, etc.) e que são, fundamentalmente, filtradores uma vez que se alimentam de séston* e (ii) Epibentos móveis e vágeis que tem a habilidade de se deslocar, activamente, sobre o fundo (como exemplo, as poliquetas errantes, gastrópodes, crustáceos, peixes etc.), e que têm diferentes recursos alimentares. Os epibentos móveis incluem espécies de carnívoros, necrófagos, detritívoros e alguns suspensívoros (que se alimentam de matéria orgânica, fito e zooplâncton, que está em suspensão na coluna de água). Os suspensívoros também são conhecidos como filtradores, embora muitos deles, de facto, não filtrem a água, uma vez que têm zonas mucosas e cílios aos quais aderem as partículas alimentares. Como exemplos de epibentos podemos citar: (a) Os gasterópodes, Atlanta lesueruri, Benthonella tenera, Gastropoda Prosobranchia, Creseis acidula, Clio sp., Cavolinia sp., Notauchis punctatus, Roxania utriculus, Gastropoda Opisthobranchia, etc. ; (b) Os bivalves, Bathyarca philippiana, Bathyarca grenophia, etc., e (c) Os poliquetas Aphroditimorfa, Hyalinoecia s.p., Peruas sp., Flabelligeridae, Terebelidae, etc.

(*) Conjunto das partículas, orgânicas ou não, que se encontram dispersas na coluna de água e que, para além de poderem constituir um bom alimento para alguns organismos, têm um papel importante na difusão da luz na água e, portanto, na produção primária.

Epicentro (terramoto).................................................................................................................................................................................................................Epicenter

Épicentre / Epicentro / Epizentrum / 震中 / Эпице́нтр / Epicentro /

Ponto da superfície da Terra imediatamente acima do hipocentro (foco), isto é, do ponto de ruptura que originou o tremor de terra.

Ver: « Subducção de tipo B (Benioff) »
&
« Tsunami »
&
« Onda Sísmica »

Durante um terramoto, as ondas sísmicas propagam-se de maneira esférica a partir do foco (hipocentro). Uma sombra sísmica aparece no lado oposto da Terra a partir do epicentro de uma terramoto, uma vez que o núcleo externo da Terra, sendo líquido, refracta as ondas longitudinais ou de compressão (ondas P), que têm a mesma direcção de vibração que movimento. Ao contrário, ele ele absorve as ondas transversais ou de cisalhamento (ondas S), as quais vibram perpendicularmente à direcção de propagação. Entre 104° e 140° do foco de um terramoto, poucas ou nenhumas ondas sísmicas podem ser detectados, uma vez que as ondas primárias (ondas P) são refractadas pelo núcleo da Terra e as ondas secundárias (ondas S) são interrompidos pelo mesmo núcleo. Fora da zona de sombra sísmica ambos os tipos de onda podem ser detectados, mas, devido às suas diferentes trajectórias através da Terra, elas chegam a diferentes momentos. Medindo as diferenças de tempo em qualquer sismógrafo, assim como distância em um gráfico distância-tempo, na qual a onda P e S têm a mesma separação, os geocientistas podem calcular a distância do epicentro do terramoto. Esta distância, chamada distância epicentral é, normalmente, medida em graus e denotado como Δ (delta), em sismologia. Uma vez que a distância epicentral é conhecida, pelo menos para três estações sismográficas, a posição do epicentro pode calcular-se, facilmente, por uma simples por triangulação. A distância epicentral é também utilizada no cálculo das magnitudes sísmicas desenvolvido por Gutenberg e Richter, as quais não têm limites, nem superior, nem inferior. A magnitude máxima é limitada pela resistência da crusta e manto superior e, desde o início da sismologia instrumental, nunca se observaram sismos com magnitude superior a cerca de 8,6. Os maiores sismos instrumentais registados foram no Chile, em 1960, com magnitude estimada de 8,5 e no Alaska, em 1964, no qual a magnitude atingiu o valor 8,6. Muitos geocientistas pensam que as rochas não podem armazenar mais energia elástica do que essa (± 6,3 10²³ ergs). Todavia, é possível que os provocados por impactos meteoríticos tenham magnitudes maiores.

Epicontinental (mar)..........................................................................................................................................................................................Epicontinental

Épicontinentale / Epicontinental / Epikontinental / 陆缘 / Эпиконтинентальный / Epicontinentali (mare) /

Mar pouco profundo que se estende sobre uma parte de um continente.

Ver: « Mar Epicontinental »
&
« Plataforma »
&
« Variação Nível do Mar Relativo) »

Um mar epicontinental é a porção do mar que está sobre a plataforma continental e as porções que se estendem para o interior do continente com características semelhantes no que diz respeito, sobretudo, à lâmina de água. Um mar epicontinental é também conhecido como mar epeirico ou mar interior. Como ilustrado nestes esquemas a formação e o desaparecimento de mares epicontinentais está muito associada aos ciclos transgressão / regressão. Durante uma descida significativa do nível do mar relativo, os biséis de agradação costeiros são deslocados para o mar e para baixo e, a linha da costa (limite entre o offshore e onshore), assim como o nível do mar serão situados debaixo da ruptura continental (não confunda ruptura ou rebordo continental com ruptura ou rebordo da bacia, embora, em certas condições geológicas, elas possam coincidir). Desta maneira, a plataforma continental será, totalmente, exumada e transformada numa planície costeira delimitada a jusante pela linha da costa. Se isto suceder, a porção epicontinental do mar desaparecerá e as porções interiores poderão, quer desaparecer, totalmente, quer ficar, mais ou menos isoladas, ou transformarem-se em lagos. A quando de uma subida do nível do mar relativo mar (eustasia mais tectónica), mesmo que as condições geológicas à partida sejam de nível baixo, isto é, com o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (que neste caso coincide com o rebordo continental, uma vez que a bacia não tem plataforma), a planície costeira, limitada a jusante pela linha da costa, vai ser inundada à medida que o nível do mar relativo sobe. Isto quer dizer, que, pouco a pouco, se forma uma plataforma continental e que a lâmina de água aumenta, à medida que a linha da costa e os depósitos costeiros (biséis de agradação) se deslocam para o continente. Esta subida do nível do mar relativo pode ser suficiente para que o mar epicontinental se estenda para o interior. Isto acontece todas as vezes que a invasão continental (componente horizontal da agradação costeira) é importante ou, por outras palavras, quando a topografia do continente é relativamente plana. Em tais condições, uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) de 10 metros pode, localmente, deslocar a linha da costa, para o continente, centenas de quilómetros. Durante a ingressão marinha a profundidade de acção das ondas cria na superfície topográfica pré-existente uma superfície de ravinamento que, pelo menos ma estratigrafia sequencial, não é de maneira nenhuma um discordância. Lembremos que uma discordância é uma superfície de erosão criada pela descida significativa do nível do mar relativo, o qual corresponde ao nível do mar, local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou mesmo fundo do mar e que o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto* ou eustático e da tectónica (levantamento ou subsidência).

(*) O nível do mar pode ser absoluto (eustático) é o nível do mar referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. Ele é dependente  da: (i) Tectonicoeustasia (variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes) ; (ii) Glacioeustasia (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 (distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica.

Epifauna ...........................................................................................................................................................................................................................................................Epifauna

Épifauna / Epifauna / Epifauna (Faune) / Epifauna (動物相) / Эпифауна / Epifauna (Faune) /

Fauna bêntica que vive numa superfície, quer na superfície do fundo do mar, na superfície de outros organismos ou na superfície de um objecto (rocha, barco afundado, etc.). Sinónimo de Epibentos.

Ver: « Bentos »
&
« Endofauna »
&
« Exógena »

A fauna, isto a vida animal de um determina região ou num determinado tempo geológico, pode dividir-se em: (i) Infauna ou endofauna, isto é, todos os animais que vivem enterrados nos sedimentos do marinhos ou de água doce ; (ii) Epifauna ou Epibentos, engloba os animais aquáticos que vivem sobre o substrato de fundo e nano dentre dele (infauna), ou seja, a fauna bentónica que vive em cima da superfície do sedimento do fundo do mar ; (iii) Macrofauna, são bentónicos (que vivem sobre ou dentro dos sedimentos do fundo de um corpo de água) ou organismos terrestres que ficam retidos na peneira 0,5 mm ; (iv) Megafauna, são grandes animais de uma determinada região ou época geológica ; (v) Meiofauna, são pequenos invertebrados bentónicos que vivem em ambos os ambientes marinho e de água doce (o termo meiofauna define, vagamente, um grupo de organismos pelo seu tamanho, maior do que a microfauna, mas menor do que macrofauna, e não um grupo taxonómico) ; (vi) Mesofauna, engloba os invertebrados macroscópicos terrestres, como os artrópodes, minhocas e nematóides ou vermes cilíndricos, etc ; (vii) Microfauna, são organismos microscópicos ou muito pequenos animais (geralmente incluindo protozoários, rotíferos, que são minúsculos animais presentes no plâncton). Podemos dizer que, os bentos ou animais bentónicos se encontram em todas as profundidades e estão associados a todos o tipo de substratos. Cerca de 80% dos animais bentónicos pertencem à epifauna. Estes são os animais que vivem ou estão ligados à superfície de áreas rochosas ou sedimentos consistente. Os bentónicos que vivem enterrados no substrato pertencem à endofauna (infauna) e são, normalmente, associados com sedimentos macios, como areia ou lama. Alguns animais do fundo do mar são sésseis quando adultos (Cirripedia, Anthozoa, Bivalvia), enquanto que outros são, permanentemente, móveis (crustáceos, equinodermes e moluscos). A maioria das formas bentónicas produzem larvas móveis que passam algumas semanas de seu ciclo a viver como meroplâncton (ciclo de vida bifásico), permitindo que as espécies evitem um superpopulação e colonizem novas áreas.

Epipelágica (zona)....................................................................................................................................................................................................................Epipelagic

Épipélagique (zone) / Epipelágica (zona) / Epipelagic (Bereich) / 光合作用 (区) / Эпипелагическая (зона) / Epipelagico (zona) /

Camada superior das zonas oceânicas que vai até uma profundidade de cerca de 200 metros, e na qual, devido à temperatura, relativamente, quente e à abundância de luz do Sol, que permite a fotossíntese, se localiza cerca de 90% da vida marinha.

Ver: « Produção Orgânica »
&
« Zona Fótica »
&
« Paleobatimetria »

Como ilustrado nesta figura, quando uma bacia oceânica têm uma plataforma continental (profundidade de água entre 0 e 200 metros), esta representa a zona epipelágica adjacente aos continentes, a qual, provavelmente, é a mais rica em vida marinha uma vez que quantidade de nutrientes que aí se encontra é muito importante. Isto é, particularmente, verdadeiro quando uma corrente marinha ascendente (rica em oxigénio e outros nutrientes) se localiza próximo da ruptura continental e alimenta a plataforma. Nestas condições, isto é, em condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia), a linha da costa não coincide com a rebordo continental o qual coincide com a rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia (antigo rebordo continental), o que quer dizer, em condições geológicas de nível baixo do mar, a bacia não tem plataforma continental e, assim, a zona epipelágica adjacente aos continentes não existe. Ela está limitada à parte superior da lâmina de água do mar aberto. É na zona epipelágica, que vai desde o nível do mar até uma profundidade de, mais ou menos, 200 metros (correspondente à zona eufótica), que o fitoplâncton (algas e plantas microscópicas algas) vive. Ela é o produtor primário dos oceanos*, quer isto dizer que o fitoplâncton forma o nível mais baixo da cadeia alimentar oceânica. Utilizando o processo da fotossíntese, o fitoplâncton converte o dióxido de carbono (CO₂), água (OH₂) e outros nutrientes em carbohidratos simples (hidratos de carbono), fornecendo assim alimento para ele e para organismos superiores. A fotossíntese é o processo físico-químico, a nível celular, realizado pelos seres vivos com clorofila, que utilizam dióxido de carbono (CO₂) e água (OH₂), para obter glicose (C₆H₁₂O₆) através da energia da luz solar, de acordo com a seguinte equação: Luz solar + 12H₂O + 6CO₂→ 6O₂+ 6H₂O + C₆H₁₂O₆. A fotossíntese inicia a maior parte das cadeias alimentares na Terra. Sem ela, os animais e muitos outros seres heterotróficos seriam incapazes de sobreviver porque a base da sua alimentação estará sempre nas substâncias orgânicas fornecidas pelas plantas verdes. No nível superior da cadeia alimentar pelágica estão os consumidores primários, o zooplâncton (animais microscópicos). O zooplâncton alimenta-se de fitoplâncton e, por sua vez, torna-se o alimento de animais de maior tamanho (consumidores secundários), como as sardinhas, arenque, atum, bonito, e outros tipos de peixes e mamíferos aquáticos. No cimo da cadeia alimentar estão os consumidores finais, como as baleias dentadas (a baleia alimenta-se principalmente de plâncton), etc. Debaixo da zona epipelágica ou eufótica, encontra-se, sucessivamente, a zona mesopelágica (entre 200 m e 1000 m de profundidade), a zona batipelágica (entre 1000m a 4000m de profundidade) e a zona abissopelágica ou abissal (entre 4000 m e o fundo oceânico). Os principais ambientes representados nesta figura são: (i) A planície costeira ; (ii) A plataforma continental (largura média 75 km e inclinação média 0,1°) ; (iii) O talude continental superior (largura entre 20 e 100 km e inclinação média de 4°) ; (iv) O talude continental inferior (largura entre 0 e 600 km com uma inclinação de 1/10 metros por km) e (v) A planície abissal, cuja inclinação é inferior a 1metro por quilómetro. O conjunto da planície costeira, plataforma continental e talude continental superior, formam o terraço continental. Três províncias fisiográficas são por vezes consideradas: (A) Terra, que globalmente, é formada por onshore (mais ou menos, 30%) e offshore (mais ou menos, 70%) ; (B) Continental, que, globalmente, corresponde à crusta continental (mais ou menos, 40%) e (C) Oceânica, que corresponde, grosseiramente, à crusta oceânica (mais ou menos 60%). Como ilustrado nesta figura, quando uma bacia oceânica têm uma plataforma continental, esta representa a zona epipelágica adjacente aos continentes, a qual, provavelmente, é a mais rica em vida marinha uma vez que quantidade de nutrientes que aí se encontra é muito importante. Isto é, particularmente, verdadeiro quando uma corrente marinha ascendente (rica em oxigénio e outros nutrientes) se localiza próximo da ruptura continental. Nestas condições, isto é, em condições geológicas de nível alto do mar, a linha da costa não coincide com a rebordo continental o qual coincide com a rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia (antigo rebordo continental), o que quer dizer, em condições geológicas de nível baixo do mar, a bacia não tem plataforma continental e, assim, a zona epipelágica adjacente aos continentes não existe. Ela está limitada a parte superior da lâmina de água do mar aberto. É na zona epipelágica, que vai desde o nível do mar até uma profundidade de mais ou menos 200 metros (correspondente à zona eufótica), que o fitoplâncton (algas e plantas microscópicas algas) vive. Ele é o produtor primário dos oceanos, quer isto dizer que o fitoplâncton forma o nível mais baixo da cadeia alimentar** oceânica. Utilizando o processo da fotossíntese, ele converte o dióxido de carbono, água e outros nutrientes em carbohidratos simples (hidratos de carbono), fornecendo assim alimento para ele e para organismos superiores. No nível superior da cadeia alimentar pelágica estão os consumidores primários, o zooplâncton (animais microscópicos). Ele alimenta-se de fitoplâncton e, por sua vez, torna-se o alimento de animais de maior tamanho (consumidores secundários), como as sardinhas, arenque, atum, bonito, e outros tipos de peixes e mamíferos aquáticos. No cimo da cadeia alimentar estão os consumidores finais, como as baleias dentadas (a baleia alimenta-se principalmente de plâncton), etc.

(*) As diferenças principais entre um mar e um oceano é extensão e a profundidade. Os oceanos ocupam grandes extensões, são profundos e delimitam as terras emersas, enquanto os mares são muito mais pequenos, menos profundos e delimitados pelos continentes em boa parte de suas entradas. Todavia, a maioria dos mares faz parte dos oceanos.

(**) Sequência de organismos interligados por relações de alimentação. É a maneira de expressar as relações de alimentação entre os organismos de um ecossistema, incluindo os produtores, os consumidores (herbívoros e seus predadores, os carnívoros) e os decompositores (seres vivos que "atacam" os cadáveres, excrementos, restos de vegetais e, em geral, a matéria orgânica dispersa no substrato decompondo-a em sais minerais, água e dióxido de carbono que são depois reutilizados pelos produtores, num processo natural de reciclagem. (https://pt.wikipedia.org/wiki /Cadeia_alimentar).

Epipelágico (organismo)....................................................................................................................................................................................................Epipelagic

Épipélagique (organisme) / Epipelágico (organismo) / Epipelagic (am Leben sein) / 光合作用 / Эпипелагический (организм) / Epipelagico (essere vivo) /

Organismo que vive na zona epipelágica, quer isto dizer no horizonte superior do oceano, o qual se localiza, mais ou menos, entre a superfície do mar e 200 metros de profundidade. É nesta zona, que representa, unicamente 2-3% de todo o oceano, que a fotossíntese é possível.

Ver: « Epipelágica (zona) »
&
« Endofauna »
&
« Batipelágico »

Há vários intervalos de água desde a superfície até para o fundo do oceano. Aquele onde 90% de todas as formas vida do oceano vive é a zona ou intervalo epipelágico ou zona eufótica. Esta zona, é a qua está mais próxima do Sol e onde se encontram as plantas. Esta zona é a única que tem a luz necessária para que a fotossíntese* ocorra. Desde que a luz solar é abundante, esta zona tem muita vida e, particularmente, uma grande variedade de algas. É nela que se encontram plantas com flores e uma grande variedade de algas grandes. Uma outra qualidade única da zona epipelágica é a ausência de sedimentos, uma vez que, fora da plataforma continental, esta zona não tem fundo. Sem sedimentos, não há comedores de depósitos**, mas sim um excesso de comedores de suspensão, isto é de organismos que se alimentam da comida que flutua na água. É nesta zona que se encontram alguns dos animais mais familiares do oceano, como o tubarão, atum, medusas, tartarugas marinhas, mas também as baleias azuis, orcas e golfinhos. A maioria dos peixes comuns que os seres humanos consomem são encontrados nesta camada. Como organismos epipelágicos podemos citar, antes de mais (A) Plâncton (organismos que não podem nadar contra a corrente) no qual se pode considerar : (i) Picoplâncton (0,2-2 mm) e Nanoplâncton (2 - 20 μm), a maior parte das bactérias e pequenas algas unicelulares ; (ii) Netplâncton (> 20 μm), que inclui o fitoplâncton grande e todo o zooplâncton ; (B) Fitoplâncton, que é responsável por mais de 95% da fotossíntese dos oceanos e mais de metade da produção primária da Terra ; os organismos principais são as diatomáceas e dinoflagelados, assim como as cianobactérias, que são capazes de fixar azoto, isto é de transformar o azoto inorgânico em azoto orgânico que pode ser usado pelo fitoplâncton ; (C) Protistas ; (D) Zooplâncton e (E) Nécton, isto é, organismos que podem nadar contra uma corrente, como, peixes, lulas, mamíferos marinhos, tartarugas, aves marinhas, etc, que são sobretudo predadores carnívoros, embora alguns comam plâncton ( baleias) ou nécton pequeno.

(*) Fixação do carbono pelas plantas verdes, sob a acção da luz do Sol, i.e., a energia luminosa é convertida em energia química e armazenada sob a forma de açúcar. A fotossíntese ocorre nas plantas e em algumas algas (Reino Protista). As plantas verdes precisam apenas a energia da luz, CO₂ e H₂O para fazer o açúcar. A fotossíntese ocorre nos cloroplastos, especificamente, através da clorofila.

(**) Organismos detritívoros  ou saprotróficos que se alimentam a partir de detritos, ou seja, um organismo heterótrofo que obtém nutrientes a partir de detritos (matéria orgânica em decomposição), o que contribui para a decomposição e reciclagem dos nutrientes.

Epirogénese ................................................................................................................................................................................................................................Epirogenesis

Épirogénèse / Epirogénesis / Epeirogenesis (Tektonik) / Epeirogeny 口水 (构造) / Эпейрогенез, эпейрогенетическое движение / Epeirogenesis (Tettonica) /

Forma de diastrofismo que, segundo certos geocientistas, produziu os grandes componentes dos continentes e oceanos, mas que contrasta com as orogenias (processo mais localizado), as quais produziram as cadeias de montanha. Os movimentos epirogénicos são, principalmente, verticais e afectaram grandes sectores dos continentes, não só os cratões, mas também as cadeias de montanhas estabilizadas, onde produziram a topografia montanhosa actual. As estruturas epirogénicas podem tornar-se orogénicas, mas a maioria delas contrasta fortemente. Sinónimo de Epirogenia.

Ver : « Cratão »
&
« Epirogenia »
&
« Orogenia »

A epirogénese e termos associados, eram frequentes, nos anos 60, antes do advento da teoria das Placas Tectónicas, a qual explica muito melhor as observações, que a epirogénese tentou explicar. A hipótese, que Carey avançou para explicar o diapirismo observado nas margens do Pacífico, baseava-se no facto, que o material vulcânico quente e de baixa densidade, que forma os diapiros, deforma-se de maneira plástica. Ele é mais quente, do que o material circunvizinho que os confina, mas também porque ele é puxado para cima por um material subjacente ascendente muito mais quente. Isto quer dizer, que a ascensão dos diapiros não é, unicamente, induzida pela densidade e viscosidade do material que os constitui. Nas zonas orogénicas, as isotérmicas estão sempre vários quilómetros mais altas do que nas zonas estáveis, devido ao movimento ascendente do material inferior mais quente. Segundo Carey, que é um dos pais da epirogenia, tudo se desloca, verticalmente, e para cima. Para ele, uma vez que o material vulcânico chega à superfície, ele escoa-se, lateralmente, por gravidade, a qual controla as deformações e dobras (assim como o encurtamento por falhas inversas) induzidas pelo movimento vertical e contínuo do material subjacente. Desde que as cinturas orogénicas diapirícas se formam, a crusta torna-se mais fina e quente, à medida que as deformações ocorrem. As deformações em extensão (alargamento, falhas normais), sugerem que a epirogenia se desenvolve nas zonas frágeis da crusta e, que as antigas epirogenias podem ser reactivadas. Para Carey, isto seria o processo que controla a reactivação das antigas orogenias e não os ciclos de Wilson*, isto é, as colisões periódicas entre os continentes resultantes da fracturação dos supercontinentes, como sugerido pela teoria da Tectónica das Placas.

(*) Hipótese avançada pelo geocientista canadense J. Tuzo Wilson (1908-1993, na qual a abertura e fecho cíclico das bacias oceânicas é causada pelo movimento das placas litosféricas. O ciclo Wilson começa com uma pluma de magma ascendente e alongamento da crusta sobrejacente. À medida que a crusta continua a diminuir de espessura devido às forças tectónicas extensivas, formam-se as bacias oceânicas e sedimentos acumulam-se ao longo das margens. Mais tarde, com consequência do alastramento oceânico, uma zona de subdução é iniciada numa das margens da bacia oceânica e ele começa  a fechar-se Quando a crusta começa de novo a alongar-se, outro ciclo começa. Em detalhe, num ciclo de Wilson as seguintes fases tectónico-estratigráficas podem se reconhecer: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica e Alargamento ; (3) Ruptura da Litosfera ; (4) Expansão Oceânica ; (5) Subducção ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico, com formação de uma Cadeia de Montanhas ; (7) Peneplanização (da cadeia de montanhas) e Subducção ; (8) Colisão Continente-Continente e (9) Fim do ciclo de Wilson com a formação de um novo cratão continental estável.

Epirogenia...................................................................................................................................................................................................Epirogeny, Epeirogeny

Épirogénie / Epirogenia / Epirogeny (Tektonik) / Epirogeny 口水 (构造) / Эпейрогения / Epirogeny (Tettonica) /

Forma de diastrofismo que, segundo certos geocientistas, produziu os grandes componentes dos continentes e oceanos, mas que contrasta com as orogenias (processo mais localizado), as quais produziram as cadeias de montanhas. Os movimentos epirogénicos são, principalmente, verticais e afectaram grandes sectores dos continentes, não só os cratões, mas também as cadeias de montanhas estabilizadas, onde produziram a topografia montanhosa actual. As estruturas epirogénicas podem tornar-se orogénicas, mas a grande maioria contrasta fortemente. Sinónimo de Epirogenése e Epeirogénese.

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Orogenia »

Antes do advento da teoria da Tectónicas das Placas*, isto é, mais ou menos, quando nós estudamos Geologia na Universidade do Porto, a teoria avançada pela maior parte dos geocientistas para explicar determinadas observações geológicas era a epirogenia, a qual, hoje, foi, praticamente, abandonada. A hipótese da epirogenia sugere, que os cratões se teriam formado a partir de complexos vulcânicos por movimentos verticais dos pontos quentes. Como ilustrado, os primeiros magmas teriam ascendido do manto e, provavelmente, eram basálticos (há três tipos principais de magmas, basáltico, andesítico e riolítico). Contudo, à medida que a crusta aumentava de espessura, devido à sobreposição das lavas e depósitos sedimentares, uma fusão parcial teria produzido magmas andesíticos (frequentes, em particular nas zonas de subducção de Benioff). Com o tempo, as ilhas continentais, assim formadas, tornaram-se, pouco a pouco, graníticas. Esta hipótese, que não envolve nenhum movimento das placas tectónicas no crescimento dos cratões, não pode, evidentemente, ser considerada exclusiva e é mesmo contestada pela maioria dos geocientistas. Basicamente, os geocientistas modernos, que adoptaram esta teoria, admitiam que o volume da Terra nunca foi constante, mas que, ao contrário, ele aumentou com o tempo. Para eles, devido ao aumento inicial do volume da Terra, a crusta original fracturou-se e permitiu a ascensão e extrusão, ao longo das fracturas, de material vulcânico profundo. Ao mesmo tempo, a água seria libertada, pouco a pouco, do manto para manter o nível do mar constante. Esta hipótese, que implica, que a força da gravidade variou ao longo da história da Terra, foi refutada por toda uma série de dados de observação.

(*) Teoria geológica que explica a forma como a litosfera está estruturada e, em particular, ela explica de maneira mais que satisfatória: (i) As placas litosféricas, que formam superfície da Terra ; (ii) Os deslizamentos entre elas, o moviemnto delas sobre o manto terrestre, suas direções e interações ; (iii) A formação das cadeias de montanha (orogéneses) ; (iv) Porque é que os terramotos e vulcões se concentram sobretudo em certas regiões do globo, como ao longo do Anel de fogo do Pacífico ; (v) Porque é que as grandes fossas oceânicas estão próximos de ilhas e continentes e não no centro dos oceanos ; As megasuturas ou seja, as regiões móveis da Terra (cadeias de montanhas dobradas e falhadas) que testemunha a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes, etc, etc.

Epirogénico........................................................................................................................................................................................................................................Epirogenic

Épirogénique / Epirogénico / Epirogenic (Tektonik) / 造陆 (构造) / Эпейрогенетический / Epirogenetico (Tettonica) /

Adjectivo de epirocratão (cratão de um bloco continental). Um movimento epirogénico é um movimento vertical da superfície terrestre que não é acompanhado de uma deformação significativa dos planos de estratificação. Também se pode escrever epeirogénico (do grego "epeiros" que significa continente).

Ver : « Vulcanismo »
&
« Orogenia »
&
« Subducção do Tipo-A (Ampferer) »

Na superfície da Terra, existem certas áreas, como a ilustrada nesta figura, que se podem explicar como a consequência de um levantamento epirogénico, uma vez que os sedimentos não estão encurtados, isto quer dizer, que os sedimentos não foram submetidos a um regime tectónico compressivo (σ₃ horizontal). Quando os sedimentos são submetidos a um regime tectónico compressivo, eles são encurtados e como o esforço efectivo* mínimo (σ₃) é vertical, naturalmente, produz-se um levantamento, o que em termos de estratigrafia sequencial significa uma descida do nível do mar relativo. Em geral este tipo de levantamento está associado às zonas de fractura importantes da crusta oceânica. Todavia antes, e mesmo depois, do advento da teoria da Tectónica das Placas, certos geocientistas admitiram que o volume da Terra, desde a sua formação, aumentou e que o mecanismo principal foi a epirogenia. Certos autores, como Owen, G., (1992), pensam que o volume da Terra, entre 200 e 120 milhões de anos atrás era mais pequeno e que o raio da Terra era 80% do raio actual. Nessas condições, na reconstituição da Pangéia, os continentes encaixam, perfeitamente, uns contra os outros sem nenhuma anomalia, isto é, sem Mar de Tétis ou Mar Paleoárctico. Owen pensa que as dimensões das Terra não foram constantes ao longo dos éons. Por outro lado, ele admitia também que nas margens activas do oceano Pacífico, a taxa de subducção da crusta oceânica é insuficiente para satisfazer a lei da conservação da superfície de uma esfera com dimensões constantes. Actualmente, quase todos os geocientistas admitem, não só que o volume da Terra é o mesmo desde a sua formação, isto é, eles admitem que a força da gravidade não variou, de maneira significativa, desde há 4,5 Gy, mas também que o volume de água sob todas as suas forma se mantém constante. Assim, nas reconstruções da Pangéia (supercontinente Pérmico-Triásico), quando se encaixam os continentes uns contra os outros, utilizando os limites das plataformas continentais como referência, põe-se em evidência um grande golfo na massa continental aglutinada que os geocientistas chama o Mar de Tétis.

(*) Os esforços efectivos, ou seja, os esforços que efectivamente deformam as rochas são o resultado da acção combinada pressão geostática (σ_g), da pressão hidrostática ou pressão de poros (σ_p) e do vector tectónico (σ_t), que definem um elipsóide triaxial, no qual σ₁ é o eixo maior, σ₃ o eixo mais pequeno e σ₂ o eixo médio.   

Época......................................................................................................................................................................................................................................................................................Epoch

Époque / Época / Epoche (Geologie) / 时代 （地质学) / Эпоха (геология) / Epoca (Geologia) /

Divisão do tempo geológico mais curta que um Período e mais longa do que uma Idade. Ex: A época Neocomiano faz parte do período Cretácico.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Éon »
&
« Tempo Geológico »

Nesta escala geológica, a última coluna (Tempo %) representa a percentagem do tempo desde cada Período até hoje. O Cretácico representa cerca de 1,6% (5,3-3,7 My) do tempo total da história da Terra, isto é, desde o início do Arqueozóico (que pode ser dividido em Hadeano e Arcaico). As rochas do Cretácico formam três séries: (i) Neocomiano ; (ii) Gálico e (iii) Senoniano. A série Neocomiano foi introduzida por Jules Thurman (1835) a partir dos afloramentos de Neuchâtel (Neocomum), na Suíça. Na região tipo (Neuchâtel), as rochas foram dividas em dois subandares: (a) Valanginiano, formado pelas rochas que afloram ao longo da garganta do rio Seyon, perto da vila de Valangin e (b) Hauteriviano, formado pelas rochas, que afloram entre as vilas de St. Blaise e Hauterive. Alguns autores, como Coquand (1876) consideram ainda um subandar, local, chamado Infravalanginiano ou Berrisiano. Foi durante o Neocomiano, que o supercontinente Pangéia se alongou pela formação de bacia de tipo-rifte e, mais tarde, se fracturou em diferentes continentes, que, actualmente, ocupam uma posição muito diferente. A fracturação e individualização dos continentes não foi síncrona. No Gondwana (pequeno supercontinente meridional da Pangéia), por exemplo, a oceanização fez-se do sul para o norte, o que quer dizer, que quando o Oceano Atlântico Sul, ao largo do offshore de Angola, era já bastante largo, ao norte, junto do actual Golfo do Níger, a ruptura da litosfera ainda não se tinha efectuado. Foi também na época Neocomiano, que apareceram as primeiras plantas com flores. Provavelmente, que durante o Neocomiano, as angiospérmicas não eram muito importantes. Elas começaram a fazer parte da flora e tornaram-se dominantes no fim do Cretácico. Naturalmente, o desenvolvimento das flores conduziu imediatamente à sua coevolução com os insectos. No início do Cretácico, começaram a ver-se polinizadores especializados evoluir de diversos clados (grupo de organismos originados de um único ancestral comum) de insectos. Foi na época Neocomiano que os mamíferos evoluíram em clados placentários e marsupiais.

Época Glaciária (idade glaciária, origem)......................................................................................................................................................Ice Age

Époque glaciare / Época glaciar (origen) / Eiszeitalter / 冰河時期 / Ледниковый период / Ere glaciale /

A radiação do Sol é o principal parâmetro que controla o clima da Terra. Qualquer mudança da radiação tem um grande influência na temperatura e, por conseguinte, nas épocas glaciárias. Segundo G. Gamov (1950), outras hipóteses podem ser avançadas para explicar as épocas glaciares: (i) Tempestades Solares ; (ii) Quantidade dos Gazes Atmosféricos ; (iii) Actividade Vulcânica ; (iv) Quantidade da Crusta Continental ; (vi) Revoluções das Galáxias ; (vii) Ciclos de Milankovitch, etc.

Ver: « Glaciar »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Glaciação »

Esta figura mostra a extensão da glaciação que ocorreu durante o Paleozóico Inicial e a cartografia das estrias glaciárias. Estas sugerem: (a) Uma deriva dos continentes e (b) A posição provável do pólo sul (em relação aos continentes). Para explicar as épocas glaciares foi preciso encontrar um mecanismo capaz de reduzir a energia solar recebida pela superfície da Terra, embora não haja nenhuma razão lógica para pensar que o Sol irradiou sempre uma energia constante durante o tempo geológico (as hipóteses astronómicas mais modernas assumem que todas as estrelas, como o Sol, aumentaram a luminosidade com o tempo). A luminosidade do Sol parece ter aumentado entre 30 e 60% durante os últimos 5 Ga. O estudo da superfície do Sol mostra a existência de distúrbios cíclicas que aparecem em média todos os 12 anos e que têm, a curto termo, uma influência importante no clima da Terra. As épocas glaciárias do Proterozóico podem ter sido induzidas pelo consumo de metano e amoníaco da atmosfera e pelo fim de um efeito de estufa que parece ter tido dominado o Proterozóico Inicial. A formação dos supercontinentes pode explicar as épocas glaciares do Pré-Câmbrico e do Paleozóico Tardio. As outras épocas podem, parcialmente, explicar-se pelo encurtamento e levantamento dos continentes, mas os factores mais, frequentemente, avançados pelos geocientistas são: (i) Tempestades solares (ciclos solares) ; (ii) Quantidade de gases da atmosfera ; (iii) Actividade vulcânica ; (iv) Quantidade da crusta continental ; (v) Explosões das supernovas ; (vi) Revoluções das galáxias e (vii) Ciclos de Milankovitch. Note, que são necessários cerca de 50-100 ky para criar uma idade glaciar, mas só cerca de 10 ky para a destruir. A fusão do gelo não necessita um aumento da temperatura de toda massa oceânica, mas, unicamente, da superfície. Uma deglaciação (degelo) é mais rápida do que uma glaciação. A época glaciária mais antiga parece ser a Huroniana. Ela durou provavelmente de 2,4 Ga a 2,1 Ga. No Proterozóico Tardio, as glaciações do Período Criogeniano ("Snowball Earth"), congelaram todo o planeta. Contudo parece ter havido dois períodos glaciários principais, cada um duração de mais ou menos 20 My: (i) Sturtiano há cerca de 700 Ma e (ii) Marinoan há cerca de 650 Ma. Durante o Fanerozóico houve três grandes glaciações: a) Andina / Saariana ; b) A glaciação do Karoo, que persistiu durante a maior parte do tempo do supercontinente Gondwana e c) As glaciações cenozóicas. Esta últimas podem resumir-se assim: (1) No Oligocénico Inicial, começaram a formar-se glaciares na Antárctida (glaciação Antárctica), todavia, as temperaturas globais permaneceram relativamente estáveis até Miocénico Inicial e a glaciação Antárctica diminuiu durante esse período ; (2) Há cerca de 15 Ma, à subdução entre a América Central e América do Sul conectou conexão entre a América do Norte e América do Sul, impedindo o escoamento da água entre os oceanos Pacífico e Atlântico, o que certamente restringiu a transferência de calor dos trópicos para os pólos, o pode explicar o rejuvenescimento da glaciação antárctica ; (3) A expansão da glaciação Antárctica aumentou o albedo da Terra o que promoveu um ciclo refrigeração adicional ; (4) No Pliocénico (5 Ma) as placas de gelo começaram a crescer na América do Norte e no norte da Europa ; (5) A parte mais intensa da glaciação Oligoceno - Holocénico (glaciação actual), que provavelmente continuará no futuro, foi durante os últimos milhões de anos ; (6) O Pleistocénico caracterizou-se por variações significativas de temperatura (de mais ou menos 10 ° C) em períodos de tempo variando entre 40 e 100 mil anos, que correspondem à expansão e contracção das calotas glaciárias, as quais têm sido explicadas por pequenas mudanças nos parâmetros orbitais da Terra (ciclos de Milankovitch).

Equilíbrio (estado)..................................................................................................................................................................................................................Equilibrium

Équilibrie / Equilibrio / Equilibrium, Gleichgewicht / 平衡 / Равновесие / Equilibrio /

Condição de um sistema no qual as influências concorrentes são equilibrados.

Ver: « Teoria dos Sistemas »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »

O estado de equilíbrio em qualquer sistema depende de factores presentes no sistema, tais como temperatura, pressão e concentração de várias espécies. Esses factores são chamados de variáveis ou parâmetros de reacção. Uma mudança em qualquer um dos parâmetros pode afectar a posição do equilíbrio. A regra geral que pode explicar o efeito de alterações nestes parâmetros sobre o estado de equilíbrio foi formulada por H. Le Chatelier (1885), Braun e F. (1886) e é chamado princípio de Le Chatelier, o qual se pode aplicar aplicar em quase todos os ramos da ciência. O exemplo ilustrado nestes esquemas mostra a formação de falhas normais lístricas, que se desenvolvem, muitas vezes, junto do rebordo continental (quer ele corresponda ou não ao rebordo da bacia), de maneira a equilibrar o sistema desde que um ou vários dos factores do sistema variou. Se considerarmos a progradação (deslocamento para o mar) da ruptura costeira da superfície de deposição de um delta (± a frente de um delta), à medida que o nível do mar relativo sobe em desaceleração (regressão), tudo se passa normalmente até que o ângulo crítico de estabilidade do prodelta (talude do delta) não seja atingido. O delta prograda, tranquilamente, para a bacia. Contudo, desde que o ângulo critico do prodelta é atingido, ou se por qualquer outra razão, geológica ou meteorológica, o equilíbrio da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição for rompido, localmente, desenvolve-se um regime tectónico extensivo. Este regime tectónico, caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos com σ₁ vertical, σ₂ paralelo à direcção do prodelta e σ₃, mais ou menos, perpendicular, o qual cria um certo número de falhas normais que se horizontalizam em profundidade e em direcção da bacia. O alargamento (extensão) sedimentar criado por este regime extensivo é equilibrado pelo desenvolvimento de um regime tectónico compressivo, mais distal, mas praticamente síncrono (em termos geológicos) do primeiro, caracterizado, por um elipsóide dos esforços efectivos com σ₁ horizontal e perpendicular a linha da costa, σ₂ paralelo à direcção do prodelta e σ₃ vertical. Este regime encurta os sedimentos que deslizaram de montante, o que permite de equilibrar de novo o sistema de deposição.

Equilíbrio Eustático (nível do mar relativo).................................................................................................Eustatic Stillstand

Équilibre eustatique / Equilibrio eustático / Balance eustatischen, Eustatische Stillstand / 平衡海平面 / Эвстатическое равновесие / Equilibrio eustatico /

Relação constante entre o nível do mar e a superfície deposição, isto é, quando o nível do mar relativo não varia durante a deposição. Uma tal situação geológica é reconhecida, facilmente, no campo, assim como nas linhas sísmicas, por biséis somitais sem deposição vertical (acreção vertical nula) ou por uma acreção vertical insignificante (inferior à resolução sísmica).

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Curva dos Biséis de Agradação Costeira »
&
« Bisel de Agradação »

Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do Cáucaso, dois intervalos sedimentares progradantes (intervalo 2 e intervalo 5) são caracterizados por uma configuração interna oblíqua com biséis somitais (ou superiores) sem-deposição. O mesmo é visível na tentativa de interpretação do autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte ilustrada no canto superior direito desta figura. Este tipo de terminação dos reflectores, que, muitas vezes, é difícil de diferenciar dos biséis somitais por erosão, sugere uma estabilidade do nível do mar relativo* durante a deposição da regressão sedimentar associada, o que quer dizer que a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) se manteve, mais ou menos, constante. Como não há aumento de acomodação, isto é, de criação de espaço disponível para os sedimentos (induzido por uma subida do nível do mar relativo, ou seja, por uma ingressão marinha), os sedimentos transportados para a linha da costa são obrigados a depositar-se por simples acreção lateral. Esta acreção lateral desloca a linha da costa para o mar sem deslocamento vertical, nem para cima, nem para baixo. A geometria dos reflectores, dentro destes dois intervalos é característica das progradações oblíquas sem-deposição vertical, quer isto dizer, que não existe erosão ou que ela é mínima (inferior à resolução sísmica). Um equilíbrio do nível do mar relativo não quer dizer que nada se passa no que diz respeito à eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ou à tectónica (subsidência ou levantamento). Isto significa, unicamente, que os efeitos da eustasia e da tectónica se compensam. O espaço disponível criado por uma subsidência é compensado por uma descida do nível do mar absoluto equivalente ou que o espaço disponível perdido por um levantamento tectónico é compensado por uma subida equivalente do nível do mar absoluto. 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). Nas linhas sísmicas, assim como, no campo, a diferenciação entre progradações oblíquas e sigmóides é, relativamente, fácil. As progradações oblíquas não têm, praticamente, agradação (acreção vertical), enquanto que as progradações sigmóides têm uma agradação vertical, embora ela seja muito menos importante do que a progradação (acreção lateral). As primeiras têm uma geometria paralela inclinada para o mar, enquanto que as segundas tem uma geometria em forma de S ao revés inclinada para o mar. A diferenciação entre biséis somitais por sem-deposição e por truncatura (erosão) pode, em certos casos, não ser evidente. Quando a erosão é óbvia, os geocientistas falam de biséis somitais por truncatura ou por erosão. Quando não há erosão, isto é, quando as zonas de trânsito sedimentar e os períodos de estabilidade do nível do mar relativo são predominantes, como parece ser o caso nestas tentativas de interpretação, os biséis somitais são por sem-depósito. Embora na região Norte do Cáucaso, os regimens tectónicos compressivos sejam, globalmente, predominantes, nesta tentativa de interpretação, a geometria sub-horizontal de um grande número de interfaces sedimentares e a geometria das progradações oblíquas sugerem que a eustasia foi o factor principal da acomodação. Isto quer dizer que a actual geometria das interfaces sedimentares é a geometria original de deposição (**), o que exclui uma importância significativa da tectónica na criação de espaço disponível (acomodação) para que a sedimentação ocorra ou, por outras palavras,  que o espaço disponível para os sedimentos foi quase, totalmente, criado pelas ingressões marinhas (subidas do nível do mar absoluto ou eustático). O mesmo pode, mais ou menos, dizer se sobre área do Mar do Norte onde a linha sísmica deste autotraço foi tirada. A base do intervalo progradante, colorido em verde, varia entre 1,75 segundos t.w.t. (a Oeste) e 2,10 segundos t.w.t. (a Este) para uma distancia total de cerca de 10 quilómetros.

(*) Nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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.

(**) As interfaces oblíquas (progradações) enfatizam um talude continental. Os intervalos sub-horizontais inferiores (coloridos em verde claro) correspondem a depósitos de planície abissal, enquanto que os intervalos sub-horizontais superiores (coloridos em tons verdes mais escuros) são, sobretudo, depósitos de plataforma continental.

Equilíbrio Geostrófico....................................................................................................................................Geostrophic Equilibrium

Équilibre géostrophique / Equilibrio geostrófico / Geostrophische Gleichgewicht / 地转平衡 / Геострофический баланс / Equilibrio geostrofico /

Estado de movimento de um fluído ideal (fluído não viscoso, caracterizado por forças de superfície perpendiculares aos limites de cada elemento), no qual a força de Coriolis equilibra, exactamente, a força de pressão horizontal em todos os pontos. Durante um ciclone, em latitudes extratropicais, frequentemente, a atmosfera aproxima-se de um estado de equilíbrio geostrófico.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Geostrófica (corrente) »
&
« Corrente Oceânica »

A grande escala, na atmosfera, no oceano e fora do equador, os termos dominantes na equação do movimento horizontal do ar ou da água são: (i) A força de Coriolis* e (ii) A força causada pelo gradiente de pressão horizontal, ou seja a diferença de pressão entre dois pontos. O balanço geostrófico, pressupõe um equilíbrio entre estas duas forças (Coriolis e gradiente de pressão horizontal). O parâmetro de Coriolis é positivo no hemisfério Norte e negativo no hemisfério Sul. Quando este equilíbrio é alcançado, o fluído está em equilíbrio geostrófico. O equilíbrio geostrófico explica porque é que o vento é no sentido do movimento dos ponteiros do relógio à volta de uma alta pressão no hemisfério Norte, como ilustrado nesta figura, e no sentido contrário à volta de uma baixa pressão no hemisfério Sul. O vento, que se desloca de uma alta pressão para uma baixa pressão afim de anular a diferença de pressão, devido ao efeito de Coriolis, é desviado para a direita, no hemisfério Norte, à medida que ele vem da alta pressão. Quando o vento se aproxima da baixa pressão ele é desviado para a esquerda produzindo uma movimento no sentido contrário ao dos ponteiros de um relógio à volta do centro da baixa pressão. Os ventos que deslocam-se das altas para as baixas pressões sob a influência da força de Coriolis são os ventos geostróficos. O vento geostrófico é o vento teórico que iria resultar de um balanço exacto entre o efeito de Coriolis e a força do gradiente de pressão. Ele é dirigido, paralelamente, às isóbaras (linhas de igual ou de uma pressão constante). Esse balanço, raramente, se mantém exactamente. O vento verdadeiro difere quase sempre do vento geostrófico devido a outras forças como, por exemplo, a fricção do solo. O vento real seria igual ao vento geostrófico se não houvesse fricção e se as isóbaras fossem, perfeitamente, rectas. Apesar disso, grande parte da atmosfera, fora dos trópicos, está perto do fluxo geostrófico na maior parte do tempo. O fluxo geostrófico no ar ou na água é uma onda inercial de frequência zero (afecta toda a massa do fluido e resulta da tendência de voltar ao estado inicial) . As baixas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas convergentes tendem a elevar de, mais ou menos, 1 metro a superfície do nível do mar. As altas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas divergentes tendem a baixar o nível do mar de, mais ou menos, 1 metro. Devido ao efeito de Coriolis, a água, que se escoa dos altos para os baixos não flui ao longo do declive máximo, mas ao longo das linhas de contorno (isolinhas, isogramas ou linhas de mesmo valor, que são curvas que conectam os pontos em que uma função tem um mesmo valor). São estas correntes que o geocientistas chamam correntes geostróficas. Apesar disso, grande parte da atmosfera fora da trópicos está perto do fluxo geostrófico na maior parte do tempo e é uma primeira aproximação valiosa. Da mesma maneira (http://cursos.unisanta.br/ oceanografia/correntes_marinhas.htm), como os ventos tendem a deslocar-se, mais ou menos, circularmente devido ao efeito de Coriolis, que deflecte seu movimento original, ao soprarem na superfície oceânica ocasionam um acumulo de água na porção central dos grandes cinturões de vento em latitudes médias de cada hemisfério. Esse fenómeno ocorre devido a espiral de Ekman, que demonstra que o fluxo médio resultante da água tem uma direcção perpendicular à do vento. Esta convergência de água para uma certa região, tem duas consequências: (i) Elevação do nível da água originando uma colina de água e (ii) Espessamento da camada superficial. As colinas de água, características de regiões de convergência de águas superficiais, são pequenas, e, raramente, ultrapassam 2 metros. Todavia, a resposta da água para esta topografia oceânica é como acontece em terra, ou seja, correndo colina abaixo por causa da força da gravidade. Um tal movimento não ocorre em linha recta, mas é deflectido pelo efeito de Coriolis, para a direita no hemisfério Norte e para esquerda no hemisfério Sul. O movimento de água, resultante do balanço entre a força da gravidade e a deflexão causada pelo efeito de Coriolis, chama-se, também, corrente geostrófica e é um dos principais componentes que contribuem para a formação das grandes correntes superficiais oceânicas.

(*) A força inercial de Coriolis ou pseudoforça de Coriolis é uma pseudoforça ou força inercial (não é uma força na definição do termo) percebida apenas por observadores solidários a referenciais não-inerciais animados de movimento de rotação em relação a um referencial inercial que se afastam ou aproximam do centro deste movimento de rotação. A pseudoforça de Coriolis faz-se sentir apenas quando um objecto se encontra em movimento em relação ao referencial não-inercial em consideração. Ela é sempre perpendicular à velocidade e também ao eixo de rotação do sistema não-inercial em relação ao inercial. Na mecânica newtoniana, diz-se que um sistema de referência é não-inercial quando ele não segue as do movimento de Newton. Dado um sistema de referência inercial, um segundo sistema de referência é não-inercial, quando descrever um movimento acelerado relativamente ao primeiro.

Equinócio...........................................................................................................................................................................................................................................................Equinox

Équinoxe / Equinócio / Äquinoktium / 晝夜平分點 / Равноде́нствие / Equinozio /

Momento do ano em que o Sol está localizado no plano do equador celeste (nesse momento, para uma pessoa no equador terrestre, o Sol está no ponto mais alto do céu acima da sua cabeça, ou seja, a 90 °). Ponto na órbita Terra, em que inclinação do eixo de rotação (da Terra) é tal que os raios solares são perpendiculares ao equador (o Sol é ao zénite sobre o equador). O termo equinócio, que vem do latim  ("aequus"- igual e "nox" -noite) e significa "noites iguais", quer isto dizer, que um equinócio é o momento em que o dia e a noite duram o mesmo tempo.

Ver: « Ciclo de Milankovitch »
&
«Teoria Astronómica dos Paleoclimas »
&
« Precessão dos Equinócios »

No equinócio as noites são iguais aos dias. O período de insolação é igual ao período sem iluminação solar. Há dois equinócios por ano. Eles  marcam começo da primavera e outono (cerca do dia 21 Março e 20 de Setembro no hemisfério Norte. No equinócio o Sol cruza o Equador celeste. No equinócio de Março o Sol passa do hemisfério Sul para o hemisfério Norte. No equinócio de Setembro é o contrário. Do ponto de vista astronómico, um equinócio é quando a Terra está localizada num dos nós da sua órbita, isto é, numa das duas intersecções entre a órbita e o plano da eclíptica. O eixo da Terra está inclinado cerca de 23,44° a partir do plano de sua órbita. Durante de metade do ano, o hemisfério norte da Terra está inclinado na direcção do Sol, enquanto que a orientação é a favor do seu hemisfério sul, durante a outra metade. Durante o equinócio, os dois hemisférios estão igualmente de frente para o Sol, que está localizado, directamente, acima do equador. Os pólos Norte e Sul estão igualmente situados nesse instante sobre o equador, e o dia e a noite dividem exactamente os dois hemisférios. Do ponto de vista geocêntrico, um equinócio ocorre quando o Sol alcança uma das duas intersecções entre eclíptica e o equador celeste. A sua declinação* é nesse momento zero. O Sol não é um único ponto de luz visto da Terra, o tempo total para que ele permanece acima do Equador é atingido em 33 h. A data do equinócio pode ser determinada observando o nascer do Sol**, em relação ao ponto situado todo a Este (ou do ponto situado a Oeste do pôr do sol). O equinócio da primavera ocorre no dia em que o Sol deixa de nascer ao Sul desse ponto, para se levantar ao Norte (mutatis mutandis para o pôr do Sol, e / ou para o equinócio de outono). O momento exacto pode ser apreciado a partir do azimute solar em dois nasceres do sol consecutivos, interpolando o momento onde o Sol passa no azimute 90° (ou 270° para o pôr do sol). Costuma-se dizer que no equinócio, o Sol nasce a Este e põe-se a Oeste, mas isto é apenas aproximadamente correcto. Esta regra não entra em linha de conta com os movimentos do Sol durante o dia. O Sol não pode levantar-se exactamente a Este, que se ele se levanta no momento exacto do equinócio, o que é o caso ao longo de um meridiano, mas no tempo em que o Sol se põe, doze horas mais tarde, a sua declinação terá variado ligeiramente (um quinto de grau). Assim, ele não se deitará exactamente a Oeste. Contudo, a diferença não é muito sensível para uma observação corrente, isto cerca de um terço de grau de azimute, para as latitudes da ordem de 45°.

(*) A declinação de um astro é o arco do meridiano do astro definido entre o plano do equador celeste e o astro. Ela pode ser comparada à latitude no sistema de coordenadas geográficas Projectando a posição de uma pessoa na superfície terrestre sobre a esfera celeste, o seu ângulo em relação ao equador celeste é igual à sua latitude e será igual à declinação de um astro que se encontre no zénite dessa posição.

(**)  A aurora é para muitos geocientistas o período de luz sem que o sol se tenha levantado.

Equivalência Tempo (por continuidade) .........................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps (par continuité) / Equivalencia tiempo (por continuidad) / Zeit Gleichwertigkeit (von Kontinuität) / 时间相当于（连续性） / Временная эквивалентность (непрерывность) / Tempo equivalente (per continuità) /

Processo de estabelecer correlações, em tempo, pela continuidade e sincronismo das camadas de referência depositadas em pequenos intervalos de tempo. Este método é utilizado quando não há intervalos intermediários (passagens laterais de fácies) entre duas formações geológicas por ausência de afloramentos ou pela existência de um corte topográfico.

Ver: « Secção Geológica »
&
« Camada de Referência »
&
« Secção Palinspática »

Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade. Isto permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, em "pacotes" de elementos semelhantes. Assim é possível construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente*. Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser em: (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação ou (iii) Tempo por estratotipo. Neste esquema, estão representadas duas correlações em tempo por continuidade (mudança de fácies e hiato duplo). No esquema da esquerda, as camadas superiores (C) são as mesmas de um lado e doutro, assim como as camadas inferiores (A). As camadas intermediárias, isto é, as camadas ou intervalos B e B’, têm uma fácies diferente, isto é, têm uma litologia diferente. Todavia, como as camadas B e B' estão enquadradas por dois intervalos sedimentares cronostratigráficos (camadas C e A), o mais provável é que elas sejam equivalentes: que elas tenham a mesma idade, uma vez que a mudança de litologia é contínua e progressiva (equivalência tempo por mudanças de fácies). No esquema da direita, onde a equivalência tempo é por hiato duplo, a mudança de fácies faz-se de maneira, totalmente, diferente. O intervalo B, limitado entre as camadas D e A (na parte esquerda) desaparece, lateralmente, por biselamento, ao mesmo tempo que um novo intervalo (intervalo C), limitado entre as camadas D e A, na parte direita, se deposita em agradação sobre o intervalo B. Em termos de estratigrafia sequencial, estas duas equivalências tempo correspondem a histórias geológicas completamente diferentes. A primeira equivalência é típica. Ela corresponde a mudanças de fácies, como, por exemplo, dentro de um cortejo sedimentar, ao longo do qual, os diferentes sistemas de deposição (litologia e fauna associada depositada num determinado ambiente sedimentar) são síncronos, geneticamente ligados. A segunda equivalência tempo, implica uma discordância, isto é, ela implica uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo**, entre o intervale B e o intervalo C e que, provavelmente, o topo do intervalo A foi, ligeiramente ou localmente, erodido durante a fase de exposição associada à descida do nível do mar relativo. Isto quer dizer, que o intervalos B e C pertencem a dois ciclos estratigráficos diferentes intercalados entre os intervalos A e D. No esquema da esquerda (equivalência tempo por mudança de fácies*) existem, provavelmente, três ciclos estratigráficos (ciclos-sequência ?), separados por discordâncias enquanto que no esquema da direita, podem existir, pelo menos, quatro ciclos-sequência. Todo o ciclo estratigráfico, qualquer que seja a sua hierarquia (ciclo de invasão continental, subciclo de invasão continental, ciclo-sequência, etc.) é sempre limitado entre duas discordâncias, ao longo das quais se biselam (ou se acunham) os intervalos com rochas-reservatório potenciais, quer elas sejam de baixo ou alto nível do mar. As discordâncias são superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo. Os paraciclos-sequência, que constituem os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares de uma ciclo-sequência, como o seu nome indica, não são induzidos por ciclos eustáticos, mas por paraciclos eustáticos, isto é, por subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas) sem que haja descidas entre elas. Os paraciclos-sequência associados (depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada ingressão marinha) são limitados por superfícies de inundação e não por superfícies de erosão, embora na base de cada ingressão marinha se possa desenvolver uma superfície de ravinamento.

(*) Termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência.

(**) Nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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.

(***) Conjunto das características litológicas e paleontológicas primárias observáveis num intervalo rochoso e consideradas sob o ponto de vista da sua génese.

Equivalência Tempo (por estratótipo)..................................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps (par stratotype) / Equivalencia tiempo (por estratótipo) / Zeit Gleichwertigkeit (Stratotyp) / 等效时间（层型剖面）/ Временная эквивалентность (стратотип) / Tempo equivalente (stratotipo) /

Método de determinar a idade dos estratos mostrando, por continuidade lateral, a sua equivalência tempo com um estratótipo.

Ver: « Secção Geológica »
&
« Estratótipo »
&
« Secção Restaurada »

Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade, o que permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, em "pacotes" de elementos semelhantes. Isto permite a construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente*. Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser em : (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação e (iii) Tempo por estratotipo. Nesta figura, estão representadas correlações em tempo por estratotipo. Um estratotipo é uma sucessão de camadas rochosas com limites bem definidas, usadas como referência e na caracterização de unidades estratigráficas (como, por exemplo: limites estratigráficos andares, períodos, etc.). Um estratotipo não é nem mais nem menos do que uma sucessão estratigráfica, que tem sido aprovada por comités autorizados de correlação geológica. Existem dois tipos de estratotipos: (a) Simples, que como o nome indica correspondem a um corte único ou secção estratigráfica e (b) Compostos ou seja um conjunto de varias secções estratigráficas e que define as unidades estratigráficas de classificação inferior à unidade definida no estratotipo. A localidade tipo de uma unidade estratigráfica é o sitio geográfico em que encontramos o estratotipo, e na grande maioria das vezes atribui-se o seu nome. Fala-se também da área tipo, que é o território geográfico no perímetro da localidade tipo. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Este da Indonésia, a calibração (idade) das principais discordâncias foi feita em relação à idade dos estratotipos e à assinatura estratigráfica do Neogénico, proposta por P. Vail e seus alunos (Universidade de Rice, Houston, EUA). O mapa de localização (canto inferior direita da figura), mostra já que esta linha sísmica ilustra a colisão da margem divergente (tipo-Atlântico) da Austrália (à direita) com um arco vulcânico (à esquerda). A geometria e configuração interna dos intervalos sísmicos considerados nesta tentativa de interpretação, devem correlacionar com as observadas no offshore da Austrália. A discordância SB. 129 Ma (± Valanginiano) corresponde, provavelmente, à ruptura do supercontinente Pangeia. Ela separa as bacias do tipo-rifte, que se desenvolveram durante o alongamento da litosfera (antes da ruptura) da margem divergente sobrejacente. Dentro da margem divergente, a calibração é muito fácil, uma vez que assinatura estratigráfica desta área é, perfeitamente, conhecida. Ela corresponde ao ciclo de invasão continental pós-Pangéia, o qual é constituído por duas grandes fases sedimentares. A inferior, é a fase transgressiva do ciclo de invasão continental, a qual está separada da fase superior (fase regressiva) por uma superfície da base das progradações (SPB. 91,5 Ma), isto é, pela superfície de inundação máxima cuja idade é de 91,5 milhões de anos atrás. A fase transgressiva tem uma geometria retrogradante. Ela, globalmente, aumenta de espessura para o continente antes de desaparecer por biselamento. A fase regressiva tem uma geometria progradante, o que implica que a espessura aumenta em direcção da bacia antes de desaparecer por biselamento sobre a crusta oceânica nas partes distais da margem. Todos os geocientistas sabem, que o intervalo Cretácico posterior ao Cenomaniano / Turoniano é regressivo e que a grande discordância entre o Mesozóico e o Cenozóico é a SB. 68 Ma. Assim, é, relativamente, fácil de reconhecer nesta tentativa de interpretação a superfície da base das progradações de idade 91,5 Ma e as discordâncias SB. 68 Ma. A discordância SB. 116,5 Ma (Barremiano) é, igualmente, fácil de individualizar. A calibração das discordâncias do Cenozóico (maior parte da fase regressiva), foi feita com base na assinatura estratigráfica do Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação tem que se entrar em linha de conta com o artefacto sísmico induzido variação da profundidade de água, uma vez que as ondas sísmicas viajam mais lentamente na água do que nos sedimentos. Além disso, os sedimentos da bacias de antepaís (coloridos em tons castanhos) foram, localmente, levantados (mais compactados). Assim, a discordância do Valanginiano (SB 129,5 Ma) que nesta tentativa de interpretação mergulha, ligeiramente, para Oeste, numa versão profundidade (mais próximo da realidade) é, mais ou menos, subhorizontal, ou mesmo, ligeiramente, inclinada para Este, isto é para o cratão australiano.

(*) Termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência.

Equivalência Tempo (por interdigitação)........................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps ( par interdigitation) / Equivalencia tiempo (por interdigitación) / Zeit Gleichwertigkeit (Verzahnung) / 等价（interdigitation) / Временная эквивалентность (взаимное проникновение) / Tempo equivalente (interdigitazione) /

Processo de estabelecer correlações tempo entre estratos utilizando as suas interdigitações (terminação lateral de um intervalo sedimentar por várias línguas cada uma das quais um biselamento independente).

Ver: « Secção Geológica »
&
« Camada de Referência »
&
« Secção Restaurada »

Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade, o que permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, em "pacotes" de elementos semelhantes. Isto permite a construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente* . Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser. (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação ou (iii) Tempo por estratotipo. Nesta figura, estão representadas correlações em tempo por interdigitação. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia (offshore Este da ilha de Bornéu), dentro dos ciclos estratigráficos, as correlações entre as diferentes fácies (litologias) são equivalências tempo por interdigitação. Os intervalos sísmicos são limitados por discordâncias, induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo**. A diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas é quase sempre inferior a 3-5 My (milhões de anos), o que quer dizer, que os intervalos sísmicos foram depositados durante ciclos eustáticos de 3^a ordem (tempo de duração entre 3/5 My). Assim, é mais que provável, que a maior parte desses intervalos correspondam a ciclos-sequência. Numa primeira fase da tentativa de interpretação diferenciaram-se os grupos de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) e de nível baixo (CNB), que formam os ciclos-sequência, o que permitiu individualizar os diferentes rebordos da bacia, que, praticamente, são coincidentes com o limite superior do talude continental. A esta escala (tomando em linha de conta a escala horizontal e vertical da linha sísmica), é, praticamente, impossível de mapear as interdigitações entre os diferentes cortejos de alto e baixo nível do mar ou, por outras palavras, é difícil de individualizar os períodos durante os quais a bacia tinha uma plataforma continental (presença de intervalos transgressivos). Efectivamente, quando a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa) não coincide com o rebordo continental, a bacia tem uma plataforma e as condições geológicas são de nível alto (do mar). É fácil verificar, que, função da taxa de subida do nível do mar relativo, em certas épocas, a agradação (acreção vertical) era importante e que, em outras, a progradação (acreção lateral) era, largamente, predominante. Durante os períodos de forte agradação (quando a bacia tem uma plataforma continental) o rebordo continental é sublinhado por bioermas (construções carbonatadas). No grupo de cortejos de nível alto (CNA), a individualização dos intervalos transgressivos (IT) e dos prismas de nível alto (PNA), permite mapear as interdigitações entre as areias ou calcários de frente de delta e as rochas argilosas do prodelta, assim como as interdigitações entre os siltitos da planície deltaica e as areias de frente do delta. Teoricamente estas interdigitações são fáceis de prognosticar, uma vez que um cortejo sedimentar é constituído por uma associação lateral de sistemas de deposição e que cada sistema de deposição corresponde a um conjunto típico de uma litologia com uma fauna associada depositado num ambiente sedimentar particular. Por exemplo, um delta, cuja espessura varia, normalmente, entre 30 e 60 m (não confundir com edifício deltaico que é uma sobreposição de deltas), é um cortejo sedimentar, no qual, do continente para o mar, se podem pôr em evidência diferentes sistemas de deposição: (i) Siltitos argilosos de planície deltaica; (ii) Areias de frente de delta, (iii) Argilitos de prodelta e (iv) Argilitos da base do delta, nos dos quais, por vezes, se podem depositar pequenos lóbulos turbidíticos proximais. Estes sistemas de deposição formam tipos diferentes de camadas deltaicas: A) Camadas sub-horizontais superiores ; B) Camadas inclinadas para o mar e C) Camadas sub-horizontais inferiores.

(*) Termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência

(**) Nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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 de um satélite, e da tectónica ou seja, do levantamento quando o regime tectónico predominante é em compressão ou da subsidência quando ele é em extensão.

Era...........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Era

Ère / Era / Zeit / 时代 / Эра / Era /

Divisão do tempo geológico mais curta que o Éon e maior que um Período. A Era Paleozóica, por exemplo, é no Fanerozóico e inclui, entre outros, o Período Devónico.

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Éon »

A era Paleozóico corresponde a cerca de 7,4 % da idade de Terra (4,5 Ga), isto cerca, de 346 Ma. O Paleozóico é formado por seis períodos (unidade geocronológica ou unidade tempo): (i) Câmbrico ; (ii) Ordovícico ; (iii) Silúrico ; (iv) Devónico ; (v) Carbonífero e (vii) Pérmico. As rochas que formam estes sistemas (unidades estratigráficas) depositaram-se em associação com o primeiro ciclo eustático de 1^a ordem (tempo de duração superior a 50 My) do Fanerozóico, e formam o ciclo de invasão continental pós Protopangéia (Pré-Câmbrico) ou Rodínia. Nos ciclos de invasão continental podem pôr-se em evidência duas grandes fase sedimentares: (a) Uma fase transgressiva, na base e (b) Uma fase regressiva. A fase transgressiva é criada pela subida eustática induzida pela dispersão dos continentes formados pela ruptura do supercontinente, uma vez que a formação de cadeias oceânicas (dorsais oceânica) diminui o volume das bacias oceânicas (assumindo que o volume de água é constante desde a formação da Terra). A fase regressiva, ao contrário, é criada pela descida eustática (não confundir descida eustática com descida relativa do nível do mar) induzida pela agregação dos continentes para formar um novo supercontinente (diminuição do volume das bacias oceânica por subdução da crusta oceânica ou pelas colisões entre os continentes). Globalmente, a fase regressiva tem uma geometria retrogradante (aumento da profundidade da água de deposição), enquanto que a fase regressiva tem uma geometria progradante (diminuição da profundidade da água de deposição). O limite entre as duas fases corresponde ao máximo eustático durante o qual, em geral, as condições geológicas são favoráveis à deposição de rochas argilosas marinhas ricas em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais). Nenhum geocientista fica surpreendido por encontrar rochas-mãe marinhas no Silúrico (em associação com a superfície da base das progradações maiores), nem por encontrar, nos sistemas da base do Paleozóico, uma predominância de rochas marinhas, enquanto que à partir do Devónico, como a profundidade da água de deposição diminui, há uma predominância de rochas parálicas (depositadas a montante da linha da costa) e não-marinhas.

Eratema................................................................................................................................................................................................................................................................Erathem

Érathème / Eratema / Erathem / 界 / Эратема / Eratema /

Equivalente cronostratigráfico de uma Era. Um eratema é composto por um grupo de sistemas. Os nomes dos eratemas foram escolhidos para realçar as grandes mudanças do desenvolvimento da vida na Terra: (i) Paleozóico (vida antiga) ; (ii) Mesozóico (vida intermediária) ; (iii) Cenozóico (vida recente).

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Era »
&
« Énotema »

Nesta figura estão representadas as unidades cronostratigráficas, isto é, os conjuntos de rochas, que se depositaram durante as unidades geocronológicas (tempo geológico). Na história geológica do Fanerozóico consideram-se três grandes eras: (i) Paleozóico ; (ii) Mesozóico e (iii) Cenozóico, que são representadas por unidades estratigráficas (conjuntos de rochas) que formam três eratemas (Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico). Como durante o Fanerozóico houve, unicamente, dois ciclos eustáticos de 1^a ordem e não três (há, unicamente, dois supercontinentes: (a) Protopangéia, no fim do Pré-Câmbrico e (b) Pangéia, no fim Paleozóico). Na estratigrafia sequencial, muitos geocientistas preferem considerar dois eratemas: (i) Paleozóico e (ii) Meso-Cenozóico. Assim, o eratema Meso-Cenozóico corresponde ao ciclo de invasão continental pós-Pangéia, o qual foi induzido por um ciclo eustático de 1^a ordem (tempo de duração superior a 50 My) criado pela dispersão e aglutinação dos continentes resultantes da fracturação da Pangéia. Assumindo que a quantidade de água, sob todas as suas forma (liquida, sólida e gasosa) é constante desde a formação da Terra, isto é desde há cerca de 4,5 Gy, o volume das bacias oceânicas aumenta durante a dispersão dos continentes (formação das dorsais oceânicas) e por conseguinte o nível do mar absoluto ou eustático sobe*. Ao contrário, o nível do mar absoluto desce quando as colisões entre as placas litosféricas e a subducção da crusta oceânica fazem aumentar o volume das bacias oceânicas. Isto quer dizer, que durante a fase transgressiva do Meso-Cenozóico, as rochas predominantes são marinhas, enquanto que durante a fase regressiva, isto é, a partir da superfície de máxima inundação (Cenomaniano-Turoniano), com a qual estão associadas as rochas-mãe marinhas potenciais, as rochas predominantes são parálicas (depositadas a montante da linha da costa) e não-marinhas. A primeira fase tem um geometria retrogradante e a segunda progradante.

(*) O nível do mar absoluto ou eustático, que é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite é função da: (i) Tectonicoeustasia (variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes) ; (ii) Glacioeustasia (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 (distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica.

Erg ..........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Erg

Erg / Erg / Erg (Sahara) / 沙漠 / Эрг (география) / Erg (deserto)  /

Larga região, conhecida como “mar de areia ” ou “mar de dunas”, composta por dunas de areia transporta pelo vento. Estritamente falando, um erg é definido como uma área do deserto que contêm mais de 125 km² de areia eólica e na qual a areia cobre mais que 20% da superfície. O maior e mais quente deserto do mundo é o Saara (9000000 km² ), o qual tem vários ergs como, por exemplo, o Erg Chech na Argélia. A grande maioria dos desertos têm ergs, mais ou menos, importantes.

Ver: « Deserto »
&
« Bacia por Deflação »
&
« Erosão »

O deserto do Saara, o qual se localiza perto da fronteira da Argélia com a Líbia, com mais ou menos 9 000 000 km², contém vários ergs como o ilustrado nesta figura. Os ergs estão, sobretudo, concentrados em duas cintura limitadas entre 20° e 40° de latitude Norte e entre 20°e 40° de latitude Sul, as quais incluem regiões, que são atravessadas por ventos muito secos. Os ergs activos estão limitados às regiões que recebem, em média, menos de 150 mm de chuva por ano. Os mares de areia ou campos de dunas ocorrem a catavento de regiões muito secas de areia solta como os rios temporários secos (que contêm água, unicamente,e durante as chuvas), deltas, planícies de inundação, planícies fluvioglaciares, lagos secos e praias. Quase todos os ergs importantes estão localizados a catavento de rios temporários em áreas que são secas demais para suportarem uma cobertura de vegetação extensiva e que, por isso, estão sujeitas a uma longa e contínua erosão. A areia proveniente de tais áreas migra segundo a direcção do vento e constrói grandes dunas, cujo movimento é parado ou retardado por barreiras topográficas ao escoamento do vento ou pela convergência dos escoamentos. Os ergs e campos de dunas podem migrar na direcção do vento centenas de quilómetros a partir da fonte da areia, o que requere um grande período de tempo. A grande maioria dos autores pensa que pelo menos um milhão de anos foi necessário para construir dunas importantes como as encontradas na Península Arábica, Norte da África e Ásia Central. Importantes mares de areia (ergs) de grandes dimensões e com uma importante espessura podem acumular-se em bacias estruturais e topográficas subsidentes, como, é o caso do mar de areia de Murzuk (SO da Líbia), que sublinha perfeitamente a subsidência da bacia cratónica de Murzuk (Paleozóico).

Erosão............................................................................................................................................................................................................................................................................Erosion

Érosion / Erosión / Erosion / 侵蚀 / Эрозия / Erosione /

Processo pelo qual pequenas partículas de rocha e solo se separam da sua localização original e são transportadas pela acção de agentes erosivos geológicos (água, vento e gelo), em resposta à acção da gravidade ou a organismos vivos (bioerosão).

Ver: « Descida do Nível do Mar Relativo »
&
« Ciclo de Davis »
&
« Discordância »

A erosão diferencia-se da meteorização (processo de transformação químico ou físico dos minerais e das rochas), embora os dois processos possam ser simultâneos. Para que haja erosão, é necessário, que as rochas sejam expostas aos agentes erosivos. Desde que um intervalo sedimentar é fossilizado ou coberto por um intervalo mais recente, o primeiro, tendo sido enterrado, fica protegido da erosão. Para haver erosão (total ou parcial) de um determinado intervalo sedimentar é necessário, que ele aflore, quer na superfície terrestre ou no fundo do mar, onde ele pode erodido por correntes submarinas profundas. Isto quer dizer, que, em geral, tem que haver uma descida significativa do nível mar relativo, que não só levante a planície costeira, mas que exuma os sedimentos da plataforma continental, o que quer dizer que haja uma diminuição muito importante do espaço disponível para os sedimentação (acomodação). Uma descida significativa do nível do mar relativo ou seja do nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento). Certos geocientistas consideram que um levantamento corresponde a uma subsidência negativa. Para eles a subsidência pode ser positiva (alongamento sedimentar, criado por um regime tectónico em extensão) ou negativa (encurtamento sedimentar, criado por um regime tectónico em compressão). A subsidência pode actuar no mesmo sentido ou em sentido contrário ao da eustasia (variações nível do mar absoluto ou eustático). Quando a subsidência é positiva, o espaço disponível assim criado é adicionado ao espaço disponível criado por uma subida do nível do mar absoluto ou eustático. Quando a subsidência é negativa (levantamento) o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) assim reduzido é diminuído do espaço criado por uma subida do nível do mar, quer isto dizer por uma ingressão marinha. Desde que há uma descida significativa do nível do mar relativo cria-se uma superfície de erosão (discordância), que será fossilizada desde que o nível do mar relativo começar a subir, o que implica quase sempre deposição. Todavia, a erosão é, quase sempre, limitada a certos sectores da linha ou das linhas cronostratigráficas exumadas. No onshore, ela faz-se, em geral, de preferência ao longo dos vales onde correm os cursos de água e no offshore, essencialmente ao longo dos vales cavados ou incisos e dos canhões submarinos. É efectivamente nesta zonas que são o resultado da erosão é privilegiado. A superfície de erosão, isto é, a discordância pode reconhecer-se mais, facilmente, pelas terminações dos reflectores uma vez que os vales cavados e canhões submarinos são, mais tarde, preenchidos. É por isso que os geocientistas, na ausência de discordâncias reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares) procuram nas linha sísmicas, antes de mais, identificar os preenchimentos dos vales cavados e dos canhões submarinos para localizar as discordâncias e depois as rastrear ao longo das linhas cronostratigráficas. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da China, é evidente que existem três grandes superfícies de erosão. A discordância inferior, que é uma discordância reforçada pela tectónica, corresponde à interface entre a série sedimentar metamorfizada (soco) e os sedimentos com potencial petrolífero gerador petrolífero. As duas outras discordâncias limitam ciclos estratigráficos (provavelmente subciclos de invasão continental). Elas também foram reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares de certos geocientistas). As discordâncias não-reforçadas pela tectónica são mais difíceis de identificar. Todos os limites entre os intervalos sísmicos considerados nesta tentativa de interpretação (intervalos coloridos), que na maior parte dos casos correspondem, provavelmente, a ciclos-sequência, correspondem a superfícies de erosão (discordâncias coloridas em branco) ou às suas paraconformidades correlativas em água profunda. Todavia, a erosão só é evidente em certas zonas, quer próximo do rebordo das bacia (os quais, estão, praticamente todos fora deste autotraço), quer na planície costeira, quando a linha sísmica intersecta o preenchimento de um vale cavado, alguns dos quais são visíveis no prolongamento oeste deste autotraço.

Erosão Submarina.........................................................................................................................................................................Submarine Erosion

Érosion sous-marine/ Erosión submarina / Submarine Erosion, Erosion unter - marine / 海底侵蚀 / Подводная эрозия / Erosione sottomarina /

Erosão debaixo de água, como, por exemplo, em águas rasas, devido à acção das ondas. Em condições de tempestade, a base das ondas não ultrapassa 10/20 m de profundidade. Em grande profundidade, as correntes de contorno, as correntes turbidíticas e as correntes de fundo (contraste de densidade) são a causa mais frequente da erosão submarina, a qual pode mobilizar, totalmente, os sistemas de deposição profunda.

Ver: « Descida do Nível do Mar Relativo »
&
« Corrente de Turbidez »
&
« Canhão Submarino »

Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, está ilustrada uma erosão submarina num ambiente profundo. Isto é, relativamente, raro, uma vez que teoricamente, nos ambientes profundos, onde os depósitos turbidíticos são largamente predominantes, os ciclos estratigráficos não são limitados por discordâncias (superfícies de erosão), mas por paraconformidades correlativas, isto é, por superfícies, que correlacionam a montante com as discordâncias. Uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos, isto é, ao topo da crusta continental ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático , o qual é nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica quer de uma subsidência ou de um levantamento) exuma todos os ambientes situados a montante do limite superior do talude continental (o qual pode coincidir, mais ou menos, com a linha da costa), sobre os quais os agentes erosivos vão actuar. Nas partes mais profundas do talude e sopé continental, não há erosão associada à descida do nível mar relativo. Se por acaso, as relações geométricas e terminações dos reflectores sugerem uma erosão submarina esta é, certamente, induzida por qualquer coisa de outro que uma descida do nível do mar relativo. Nesta tentativa de interpretação, a erosão dos cones submarinos de bacia foi, provavelmente, provocada pela acção de correntes de contorno, que se escoam, paralelamente, ao sopé continental em resultado do balanço entre as forças gravitárias e o efeito de Coriolis. Estas correntes erodiram, parcialmente, os cones submarinos de bacia. A areia erodida foi depositada, não muito longe da fonte, sob a forma de contornitas. A configuração interna dos cones submarinos de bacia é, praticamente, paralela e, mais ou menos, subhorizontal ou ligeiramente ondulada, enquanto que a configuração interna das contornitas é paralela, mas os reflectores internos inclinam fortemente (cerca de 10 - 15° para Este, neste exemplo). Um critério que permite testar esta interpretação (presença ou não de contornitas) é o estudo mineralógico dos testemunhos de sondagem. As contornitas não têm matriz argilosa, o que quer dizer que eles têm boas características de rocha-reservatório, o que não é, sempre, o caso dos sedimentos que formam cones submarinos de bacia. Por outro lado, as contornitas são muito ricos em minerais pesados (zircão, alanite, granadas, etc.). A primeira vez que nós ouvimos em contornitas foi nos anos 60 (muito antes do advento da Estratigrafia Sequencial), quando Bouma pôs em evidência, no fliche* dos Alpes suíços, que hoje se sabe que corresponde, mais ou menos, ao que P. Vail chama cones submarinos de bacia, canais preenchidos lateralmente (correntes, mais ou menos, perpendiculares às anomalias batimétricas) por areias, sem matriz argilosa, e muito ricas em minerais em pesados, que ele chamou contornitas. Estas estruturas de preenchimento correspondem, praticamente, às contornitas reconhecidos nas linhas sísmicas Mar do Norte. As contornitas do fliche dos Alpes foram muito procuradas pelos autóctones para explorar, em particular, a allanite e o zircão. Segundo Mitchell, N. C., 2004 (American Journal of Science, Vol. 304, September, 2004, P. 590 – 611), os preenchimentos de canhões submarinos no talude continental do oceano Atlântico exibem propriedades morfológicas semelhantes às dos preenchimentos de canais fluviais. A relação exponencial inversa entre o gradiente do canal “S” e a área contribuinte “A” (S ∽ A-ɸ) dos rios incisivos pode ser interpretada usando modelos nos quais as taxas de erosão do leito (Ė) dependem de “A” e “S” de acordo com Ė∽AmSn, onde o termo Am representa o efeito da descarga crescente para jusante. Para áreas de, espacialmente, equilibrada, o modelo prevê a relação inversa S A. Ele argumenta que a erosão do leito de canhão por correntes de turbidez envolve processos semelhantes à erosão do leito do rio de modo que um modelo semelhante poderia ser usado para ajudar a interpretar aspectos da morfologia do canhão e as diferenças entre os sistemas de canhão. No entanto, a descarga e o fluxo de energia não variam em sentido descendente nos canhões submarinos, da mesma forma que nas redes fluviais, porque os tributários normalmente não estão activos simultaneamente.

(*) O fliche é um termo suíço alemão que designa um depósito sedimentar detrítico constituído por uma alternância de arenitos e margas que se acumularam nas bacias oceânicas profundas em fase de fecho no quadro de uma orogénese. O fliche é depositado um ambiente deposicional calmo de fraca energia. As camadas mais grossas (que necessitam de muita energia para se depositarem), que sublinham interrupções do ambiente calmo, estão associadas a fluxos de transporte de massa a partir da cunha orogénica, os quais correspondem muitas vezes a correntes turbidíticas. Actualmente, e sobretudo na estratigrafia sequencial, o fliche corresponde aos cones submarinos de bacia que formam o subgrupo inferior de cortejos sedimentares do grupo de cortejos de nível baixo do mar.

Escala.......................................................................................................................................................................................................................................................................................Scale

Échelle / Escala / Skala / 规模 / Шкала, масштаб / Scala /

Relação entre a distância entre dois pontos num mapa e a distância real entre esses dois pontos no terreno.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Secção Geológica »
&
« Linha Sísmica Longitudinal »

Uma escala pode ser expressa de três maneiras: (i) Numericamente, como uma relação ou uma fracção, como, por exemplo, 1:100000 ou 1/100000 ; (ii) Verbalmente, como "um centímetro para uma quilómetro" (nunca diga "um centímetro equivale a um quilómetro") e (iii) Graficamente, marcando as distâncias numa linha de referência. O último método tem a vantagem de que a escala permanece verdadeira mesmo se o mapa for ampliado ou reduzido, quer manual quer mecanicamente. O primeiro método é, particularmente, útil uma vez que qualquer unidade de medida pode ser utilizada. Por exemplo, se alguém usa unidades métricas, uma escala de 1:100000 significa que um centímetro no mapa representa um quilómetro da superfície da Terra (uma vez que 100 mil centímetros equivale a 1 km). Quanto mais o tamanho de um objecto num mapa se aproxima do tamanho real do objecto na superfície da Terra, maior é a escala do mapa. Um mapa a grande escala, geralmente, mostra mais detalhes do que um mapa a pequena escala, mas cobre uma área mais pequena do que um mapa a pequena escala do mesmo tamanho. Em zoologia e paleontologia, a escala é, muitas vezes, dada pelo tamanho de que qualquer osso ou escamas da pele de um animal. Nos peixes, onde o principal componente das escamas é osso, e elas se formam, directamente, na membrana da pele à medida que o peixe cresce, o número de filas de escamas, assim como o tipo, permitem a identificação de uma espécie (o crescimento das escamas é marcado por anéis, o que ajuda a determinar a idade do peixe). Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore profundo de Angola, a escala horizontal está exprimida, graficamente, no canto inferior direito, onde a linha de amostra (em branco) representa 5 km. A escala vertical da linha sísmica deste autotraço é em milissegundos e em tempo duplo (tempo de ida e volta das ondas sísmica até um determinado reflector). O comprimento total desta linha sísmica pode ser representado, graficamente, numa carta do offshore de Angola. Nas linhas sísmicas, a escala horizontal é quase sempre representada de maneira gráfica, o que permite aos geocientistas de a ampliar ou de reduzir. Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, a escala é fundamental, uma vez que a interpretação geológica é dependente da escala. Por exemplo, a geometria de um talude deltaico e de um talude continental é, praticamente, a mesma. O que as diferencia são as dimensões. Um talude deltaico tem, em geral, no máximo cerca de 60-100 m de espessura, enquanto que um talude continental tem, necessariamente, mais de 200 m de espessura e pode atingir vários quilómetros. Da mesma maneira, sem escalas, um/uma geocientista, ao nível hierárquico do ciclo-sequência nunca pode diferenciar uma retrogradação da linha da costa, induzida por uma associação de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas, com os diferentes abruptos e berma de uma praia. Sem escalas (vertical e horizontal) uma linha de georadar* parece uma linha sísmica convencional como as utilizada na pesquisa petrolífera. O que as diferencia é a escala e sobretudo a escala vertical. De qualquer maneira, nunca devemos esquecer que um/uma geocientista não observa com os olhos mas com a cérebro. Os olhos servem, unicamente, para receber as ondas luminosas que vêm do objecto observado e as transmitir para o cérebro, onde elas são armazenadas, processadas e correlacionadas com observações anteriores. Isto quer dizer, que se o/a geocientista não sabe a priori qual é a diferença entre uma progradação deltaica e uma progradação de um talude continental, ele/ela nunca as diferenciará numa linha sísmica, mesmo se ele passar dias ou semanas olhando para a linha sísmica. Como disse K. Popper, um/uma geocientista para observar qualquer coisa no campo ou numa linha sísmica tem que saber o que têm que observar, ou seja, “A Teoria precede a Observação. Aquilo que um/uma geocientista observa numa linha sísmica é função dos seus conhecimentos e das suas expectativas (é por isso que a localização geográfica e geológica da linha sísmica é indispensável para que o geocientista proponha uma interpretação coerente e difícil de refutar).

(*) O georadar é uma técnica de prospecção geofísica não destrutiva com base na análise dos fenómenos de propagação (refracção, reflexão e difracção) das ondas electromagnéticas de alta frequência (10 MHz a 2 GHz) no subsolo. O georadar, inicialmente, de natureza impulsiva, é baseado na excitação do subsolo, a partir de uma antena de transmissão, por um trem de impulsos de curta duração (1 a 50 ns) para detectar, usando uma antena de recepção, os ecos sucessivos associados aos contrastes de permissividade ou de condutividades encontradas pelas ondas paleomagnéticas durante a sua propagação. Esses contrastes indicam a presença de objectos enterrados ou de estratificações do subsolo. O uso do georadar frequencial é mais recente devido a limitações instrumentais que lhe são associados, todavia, actualmente há um grande número de trabalhos de pesquisa sobre este método.

Escala do Tempo (geológico)......................................................................................................................................Geologic Time Scale

Échelle du temps (géologique) / Escala de tempo (geológico) / Geologische Zeitskala / 地质年代 / Геохронологическая шкала / Scala dei tempi geologici /

Divisão da história geológica em: (i) Éons ; (ii) Eras ; (iii) Períodos ; (iv) Épocas e (v) Idades, determinados a partir da estratigrafia e paleontologia.

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Cronostratigrafia »
&
« Datação Radiométrica »

A maioria dos geocientistas considera que a fronteira Proterozóico/Fanerozóico ocorre com o aparecimento das primeiras trilobites e arqueociatídeos Archaeocyatha*. Assim, o Fanerozóico representa o tempo durante o qual a maioria dos organismo macroscópicos, algas, fungos, plantas e animais viveram. Inicialmente, pensava-se que o Fanerozóico coincidia com o início da vida. Hoje em dia, este Éon coincide com o aparecimento de animais, que desenvolveram um esqueleto externo, como, as conchas e outros animais, mais recentes, que formaram um esqueleto interno, como os elementos ósseos dos vertebrados. O tempo antes do Fanerozóico é em geral chamado Pré-Câmbrico, que é qualificado de Superéon, éon ou era, função dos geocientistas. Certos geocientistas consideram o Pré-Câmbrico como um Superéon, e dividem-o em Arcaico e Algônquico que eles consideram éons. Outros dividem o Pré-Câmbrico em quatro eras: (i) Hadeano ; (ii) Quatarqueozóico ; (iii) Arqueozóico e (iv) Proterozóico (proteros = anterior + zoikos = animais). Os dois primeiros formam o Arcaico e os dois últimos formam o Algônquico. O Fanerozóico é formado por três eras: (a) Paleozóico ; (b) Mesozóico e (c) Cenozóico. A terminação "zóico" significa animal, assim como "Paleo" significa antigo, "Meso" médio e "Ceno" recente. Estas divisões reflectem as grandes mudanças na composição das antigas faunas, sendo cada uma delas caracterizada por um grupo particular de animais. O Cenozóico é chamado "Idade dos Mamíferos, como o Mesozóico é chamado "Idade dos Dinossauros" e o Paleozóico "Idade dos Peixes". Evidentemente, que isto é uma superssimplificação, uma vez que, por exemplo, no Mesozóico viveram muitos outros animais além dos Dinossauros, como mamíferos, tartarugas, crocodilos, rãs e, sobretudo, um número, extremamente, grande de variedades de insectos. Houve muitos tipos de animais que viveram no passado e que hoje não existem. As antigas floras, também sofreram muitas mudanças e não, necessariamente, ao mesmo tempo que os animais. Se nós tivéssemos a possibilidade de viajar até ao Arcaico seria difícil pensar que estávamos no mesmo planeta que hoje habitamos. A atmosfera era muito diferente da que hoje respiramos. Ela era, principalmente, formada por metano (CH₄) e amoníaco (NH₃) e outros gases tóxicos para a grande maioria dos seres vivos do nosso planeta. Foi nesse tempo, que a superfície da Terra começou a arrefecer, suficientemente, para que as rochas e as placas litosféricas começassem a formar-se. As primeiras bactérias e os estromatólitos (estruturas bioquímicas de acreção em camadas, formadas em mares pouco profundos, por armadilha, envolvimento e cimentação de grãos sedimentares por biofilmes, ou seja, tapetes microbianos, de micro-organismos, especialmente cianobactérias) apareceram no fim de Arcaico, mais ou menos, durante Quatarqueozóico. O esquema ilustrado nesta figura, sugere que no Hadeano se formar os continentes e oceanos, que no Quatarqueozóico se formaram as primeiras rochas ígneas e rochas sedimentares, assim com o as primeira bactérias anaeróbicas e os estromatólitos (a definição de estromatólito está sujeita a muitas controversas, mas de maneira aproximativa, pode dizer-se que os estromatólitos são rochas fósseis formadas pela actividade de microorganismos em ambientes aquáticos, que, quando acumulados no fundo de mares de fraca profundidade de água, formam uma espécie de recife). No Arqueozóico, começaram a produzir-se as fotossínteses aeróbicas, atmosfera começou a oxigenar-se e apareceu a respiração aeróbica, e no Proterozóico, apareceram as protocariotas, os eucariotas, a reprodução sexual, os macroeucariotas e as microalgas. Desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga até hoje, seguinte sucessão de eventos geológico é proposta: (i) Formação dos continentes e oceanos ; (ii) Aparição da rocha ígneas e sedimentares ; (iii) Bactéria anaeróbica e estromatólitos ; (iv) Fotossíntese aeróbica, Atmosfera oxigenada, Respiração aeróbica ; (v) Protocariotas, Eurocariotas, Reprodução sexual, Macroeucariotas, Microalgas ; (vi) Répteis, Peixes, Primatas e Mamíferos : (vii) Crustáceos, Moluscos, Plantas ; (viii) Peixes, Fetos, Anfíbios ; (ix) Insectos, Répteis, Coníferas ; (x) Dinossauros, Mamíferos, Aves, Angiospérmicas ; (xi) Extinção das Amonites e Dinossauros, Primatas ; (xii)Antropóides, e (xiii) Pré-Hominídeos, Homo Sapiens).

(*) Os arqueociatídeos são animais conhecidos apenas em registo fóssil do Câmbrico, de modo de vida colonial ou solitário e suportados por um esqueleto interno carbonatado. Os primeiros fósseis de arqueociatídeos foram descobertos na primeira metade do século XIX em afloramentos no Labrador (Canadá) e na Sibéria (Rússia), mas foram descritos, respectivamente, como esponjas e Calamites, uma planta típica do Carbonífero. Só em 1862 foi reconhecido que pertenciam a um filo próprio, designado então como Archaeocyatha. Actualmente, o posicionamento taxonómico dos arqueociatídeos ainda se encontra em debate, com alguns autores a considerarem o grupo como uma classe do filo Porifera. Os arqueociatídeos surgiram no Câmbrico Inicial e extinguiram-se no Câmbrico Médio.

Escarpa  (falésia)......................................................................................................................................................................................................................................................Cliff

Escarpement (falaise) / Escarpa / Bruchstufe /崖 / Крутой спуск (уступ) / Scarpata /

Forma particular de vertente costeira, abrupta ou com um declive forte (15° a 90°), em regra talhada em rochas coerentes, pela acção dos agentes marinhos (ondas e correntes) ou pela acção conjunta de agentes morfogénicos marinhos continentais e biológicos (Moreira, 1984).

Ver: « Arriba »
&
« Praia Baixa »
&
« Acção das Vagas (mar calmo) »

As falésias são os elementos mais característicos das zonas costeiras. Elas formam-se pela acção combinada da erosão e meteorização. A meteorização actua, de preferência, na parte superior da falésia e a erosão desgasta, sobretudo, a base da falésia (sapa). As falésias abruptas formam-se quando as rochas são mais duras. A altura é, obviamente, determinada pela diferença entre o nível o mar e o nível da terra. As rochas duras erodem-se e alteram-se lentamente e quanto menos fracturadas elas são mais elas resistem aos agentes erosivos. As rochas eruptivas, como, por exemplo, o granito e o basalto formam falésias abruptas e rugosas como é o caso nas costas do Atlântico Norte. As rochas menos duras, como, por exemplo, as rochas argilosas e arenitos erodem-se mais facilmente e formam falésia menos inclinadas, embora isto não seja uma regra geral. A importância e geometria das falésias nas rochas sedimentares depende da inclinação dos estratos, i.e., se eles inclinam na direcção do mar ou em direcção do continente. Neste esquema, estão ilustrados os principais elementos morfológicos de um litoral, onde se pode reconhecer: (i) Falésia ou Arriba, que marca a vertente costeira ; (ii) Sapa, formada pela acção erosiva das ondas de tempestade e que se localiza na base da falésia, a montante da ante-praia ; (iii) Antepraia, que é a zona limitada, a montante, pela falésia e, a jusante, pelo nível da maré alta ; (iv) Bermas da antepraia, isto é, os patamares (as partes mais ou menos horizontais) dos degraus formados pela acção das vagas ; (v) Praia-baixa, que corresponde a zona do fundo do mar limitada entre o nível da maré alta e as barras e baixos que delimitam a rampa (a montante) ; (vi) Praia intermareal, que é a zona mais a montante da praia-baixa e que, como o seu nome indica, corresponde a zona limitada pelos níveis da maré alta e baixa ; (vii) Barras e Baixos, que separam a praia-baixa da rampa e (viii) Rampa, que é a zona do fundo do mar da praia-baixa, a jusante das barras e baixos, e que é caracterizada por um aumento substancial do declive do fundo do mar.

Escarpa de Praia...........................................................................................................................................................................................................Beach Scarp

Escarpement de plage / Escarpa de playa / Strand Steilhang / 海滩崖 / Береговой уступ / Scarpata di spiaggia /

Abrupto do degrau que separa a praia-média da praia baixa. Escarpa formada ao longo da praia devido à erosão. Durante os períodos de erosão, a crista de berma é substituída pela migração da escarpa de praia (em direcção da terra). A berma é, progressivamente, cada vez mais estreita à medida que a superfície do degrau aumenta. Sinónimo de Arriba de Praia.

Ver: « Arriba com Visor »
&
« Praia Baixa »
&
« Praia »

A escarpa de praia, isto é, o abrupto do degrau, que separa a praia-baixa* da praia-média** é bem visível nesta fotografia (Marblehead, MA, EUA). A praia-média têm várias bermas, que se formaram pela coalescência dos cordões de cascalho criados todos os meses pelas marés altas. Moreira (1984) diz que a praia-média ou praia propriamente dita corresponde ao espaço atingido pelas correntes de ressaca, entre os níveis da preiamar e de baixamar de águas mortas. Ela é separada da praia-alta pelo degrau mais baixo da praia alta (modelado ou não em crescentes) e da praia-baixa, por outro degrau que certos autores chamam a linha de inflexão. O abrupto deste último degrau é que se chama escarpa da praia. A praia-média tem declive suave. Nas praias arenosas, onde na sua superfície aparece um modelado de pormenor de ondulações criadas pela correntes da ressaca, que se chamam marcas de drenagem ou de ondulação. Esta marcas podem ser: (i) Marcas de Fluxo ou de Enchente, constituídas por alinhamentos de materiais transportados pela corrente de afluxo (corrente da ressaca, que se dirige para a costa depois da rebentação das ondas) na preiamar e, por ela abandonados durante o refluxo, o que indica o limite superior atingido pela corrente afluxo ; (ii) Marcas de Refluxo, em forma de sulcos ou apenas traços de areia mais escura (devido à concentração de minerais pesados), com disposição divergente a partir de um obstáculo (calhau, concha, etc.), o que provoca a bifurcação do escoamento durante o refluxo ; (iii) Domas de Areia, que são pequenas saliências de areia (com 1-2 mm de altura) devidas ao escape das bolhas de ar comprimidas durante o afluxo (estas bolhas rebentam a película de areia que as cobre e dão origem a pequeníssimos alvéolos efémeros) ; (iv) Ondulações Romboédricas, que se formam durante o refluxo, quando a lâmina água é inferior a 2 cm, o declive é fraco e a areia é fina (o eixo maior do romboedro indica a direcção do escoamento).

(*) Corresponde à parte inferior do espraiado, compreendendo o espaço que se estende entre os limites atingidos pela baixamar, em águas mortas e em águas vivas.

(**) Secção côncava da praia a jusante do limite de maré alta até o meio da pré-praia (rampa), entre 5 e 20 m de profundidade de água para o mar. Corresponde, mais ou menos, à praia intramareal.

Escarpamento.............................................................................................................................................................................................................................Scarpment

Escarpement / Escarpa / Bruchstufe / 崖 / Крутой спуск (уступ) / Scarpata /

Forma particular da encosta costeira, íngreme ou com uma grande inclinação (15° a 90°), geralmente, esculpida em rochas coerentes pela acção de agentes marinhos (ondas, correntes), ou pela acção conjunta de agentes morfogénicos marinhos, continentais e biológicos. Erosão das águas do mar sobre a costa que fica cortada a prumo.

Ver: « Arriba »
&
« Praia Baixa »
&
« Acção das Vagas (mar calmo) »

No campo, especialmente ao longo da costa, diferentes tipos de falésias se podem identificar (Moreira, 1984): (i) Falsa ; (ii) Fóssil ; (iii) Morta ou inactiva ; (iv) Viva ou activa e (v) Falésia com visor. Na base das falésias, zona de ataque das ondas é marcada pela presença de entalhes em forma de sapa (encoches) que tende a aprofundar-se para o interior das rochas em cavernas e túneis. Quando o topo de uma falésia perde o suporte da sua base ela toma sobre a plataforma de abrasão. Perfil de uma falésia (forma e inclinação) e da plataforma de abrasão depende da natureza litológica das rochas que as constituem (resistência à erosão mecânica e alteração), da arquitectura geológica (horizontal, inclinada concordante ou discordante) e da intensidade e frequência com a qual os agentes de erosão marinha agem. Na linhas sísmicas, as falésias são facilmente reconhecidas, especialmente quando elas são fossilizadas por sedimentos transgressivos depositados durante uma subida relativa do nível do mar em de aceleração (criada, em geral, uma subsidência significativa do continente, em vez de uma importante subida eustática), que pode deslocar a linha de costa para montante (quilómetros) e, assim, não só aumentar a extensão da plataforma, mas também pôr a falésia  debaixo de uma lâmina de água superior à da acção erosiva das ondas. Uma vez que o nível do mar relativo se estabiliza, os sedimentos transportados do continente  depositam-se, pouco a pouco, formando um intervalo regressivo, que pode fossilizar a plataforma de abrasão. Isso ocorre quando o acarreio sedimentar é suficiente para que a nova linha de costa se localize a jusante da falésia, sem, contudo, ultrapassar o rebordo da bacia. Um intervalo transgressivo é uma sucessão de regressões cada vez mais pequenas, separadas por superfícies transgressivas. A maior parte dos sedimentos vêm do continente e para haver deposição é necessário sempre haver uma subida do nível do mar relativo*, a qual pode ser em aceleração ou em desaceleração.

(*) Nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual pode ser o fundo do mar ou à 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 ( levantamento quando o regime tectónico predominante é em compressão ou da subsidência quando ele é em extensão).

Escoada Detrítica....................................................................................................................................................................................................Debris Flow

Lava torrentielle / Flujo detrítico / Schuttstrom / 泥石流 / Лавовый поток / Colata detritiche /

Um dos quatro tipos de fluxos ou escoadas que se podem reconhecer em associação com os sistemas de deposição turbidítica: (i) Escoadas Granulares, nas quais a dispersão dos materiais e a manutenção destes em suspensão é promovida pela colisão entre partículas ; (ii) Escoadas Liquidificadas, nas quais os grãos perdem contacto uns com os outros, sendo dispersos e mantidos em suspensão pelos movimentos ascendentes da água ; (iii) Escoadas Detríticas, nas quais o fluido tem grande quantidade de material fino em suspensão, o qual serve de sustentáculo ao transporte em suspensão de alguns elementos maiores e (iv) Escoadas Turbidíticas, as quais correspondem a misturas turbulentas de água e sedimentos variados que, no conjunto, caracterizam um fluido cuja densidade global é maior do que a da água que envolve a corrente.

Ver: « Fluxo ou Escoamento Turbidítico »
&
« Estratigrafia Sequencial »
&
« Escoamento de Detritos »

Os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, eles movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de uma escoada de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira do escoamento. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. As escoadas de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Elas tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Por vezes, os primeiros movimentos (pulsos) ou os primeiros escoamentos formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. A presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a formação dos cones aluviais. Esta fotografia ilustra a escoada de detritos do complexo vulcânico a Oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geocientistas que estudaram este escoamento consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Outros são quase instantâneos. Eles podem ultrapassar velocidades superiores a 160 km por hora, como, a escoada de Huascaran nos Andes do Peru. De facto, no dia 31 de Maio de 1970, o terremoto de magnitude 7,7 que ocorreu no Peru, desencadeou um dos deslizamentos de terra mais catastróficos que já ocorreram: a escoada do Nevado Huascaran. Este evento é conhecido pelo grande número de mortos que ele causou (cerca de 1 800), e pelas suas características geológicas. A enorme massa de rocha e gelo (superior 50 x 10⁶ m³) originada a partir da face Oeste do pico Norte do Nevado Huascarán (6654 m), localizado a cerca de 130 km a Este do epicentro do terremoto. Esta escoada percorreu (mais ou menos 16 km). Antes de chegar as aldeias de Yungay e Ranrahirca. Ela deslizou cerca de 2 km sobre um glaciar, preencheu o fundo do vale, no sopé da encosta e, em seguida, canalizou-se através de um desfiladeiro. Pouco antes do final do desfiladeiro, ela dividiu-se em dois lóbulos em direcção da aldeia de Ranrahirca, galgando os 230 m de altura do cume sul do desfiladeiro, continuando em direcção da aldeia de Yungay (https://books.google.es/ livros? isbn = 33190499). Igualmente sobre este assunto é interessante referir os trabalhos de J. L. Zêzere sobre as escoadas detríticas que ocorreram em Portugal na sequência de tremores de terra (http://cerg.u-strasbg.fr/site/cerg_eng/ cerg/intro/index.html): (i) A escoada detrítica da Costa do Castelo, em Lisboa, que ocorreu no dia 28 de Janeiro de 1512 e que provocou a destruição de 200 casas e a morte de 2 000 pessoas ; (ii) A escoada detrítica de Santa Catarina, em Lisboa, ocorreu no dia 22 de Julho de 1597 e que destruiu cerca de 220 habitações ; (iii) A escoada detrítica de Vila Franca do Campo (ilha dos Açores) que ocorreu a 22 de Outubro de 1522 e foi responsável pela destruição quase total da povoação com o mesmo nome e a morte de cerca de 5000 mortos. Em qualquer dos casos estudados, são fortes os indícios de um desencadeamento sísmico. Nos exemplos ocorridos na cidade de Lisboa, o catálogo sísmico de Oliveira (1986) assinala sismos nas datas em questão com intensidade de, respectivamente, VIII e VII da escala de Mercalli Modificada (determinação da intensidade de um sismo a partir dos seus efeitos sobre as pessoas e sobre as estruturas construídas e naturais). O escoamento de Vila Franca do Campo foi desencadeado por um sismo importante, com intensidade epicentral de X e magnitude estimada de 6,8 (destruidor em regiões populosas, derrube de paredes) na escala de Richter* (a título de exemplo o terramoto de 1755 em Lisboa atingiu magnitudes entre 8,7 a 9 na escala de Richter.

(*) Ao contrário da escala de intensidade (Mercalli) que é qualitativa a escala que mede as magnitudes é quantitativa (Richter), uma vez que a magnitude calcula-se a partir de dados fornecidos pelos sismogramas. A escala de magnitudes mais utilizada é a Escala de Richter. Esta é uma escala logarítmica, no caso de base 10, o que implica que a subida de uma unidade na escala representa um aumento da energia libertada cerca de trinta vezes maior.

Escoamento de Base.....................................................................................................................................................................................................Base Flow

Débit basal / Flujo basal / Baseflow, Dürre fließen, Rezession Grundwasserfluss / 基流 / Грунтовый сток / Flusso di siccità, Flusso di recessione delle acque sotterranee, Basso flusso, Flusso di acqua bassa, Flusso di base /

Água subterrânea que entra numa corrente canalizada (rio, por exemplo) e que permite a continuidade do escoamento, mesmo quando não chove.

Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
" Rio "
&
" Plano de água (corrente subterrânea)"

O escoamento de base é a quantidade de fluxo de uma corrente que vem da água subterrânea e que corre à superfície. Muitos geocientistas pensam que cerca de 50% da água que se infiltra na água subterrânea, pouco profunda, contribui para o escoamento de base. A melhor coisa para bem compreender o significado geológico do escoamento de base é considerar um exemplo. Se considerarmos a baía de Chesapeake, que é um dos maiores estuário dos Estados Unidos da América do Norte (entre Maryland e Virgínia) e que se estende sobre uma superfície de, mais ou menos, 167000 km² e na qual desaguam mais de 150 rios ou correntes de água, pode dizer-se que: (i) A água subterrânea contribui para mais de metade (cerca de 54%) do total de escoamento anual da bacia de drenagem da baía ; (ii) A quantidade de nitrato, que a água subterrânea contém, contribui para cerca de metade (mais ou menos 48%) da quantidade anual de nitrogénio que entra na baía ; (iii) O tempo de residência* da água colectada das fontes varia entre 0/4 e mais de 50 anos, embora 75% do tempo de residência seja inferior a 10 anos ; (iv) A descarga**, o conteúdo em nitratos, e o tempo de residência*** da água subterrânea (não diz respeito unicamente à água mas também as bactérias e nutrientes), varia na bacia de drenagem devido às diferentes combinações do tipo de rochas e fisiografia da região (hidrogeomorfologia) e da maneira como a terra é utilizada ; (v) A quantificação destes factores depende do conhecimento do movimento dos nutrientes, movimento das fonte para as correntes e da determinação do tempo necessário entre a execução das acções de gerência e melhoria, assim como dos resultados observados na água da superfície. Num ciclo hidrológico, os reservatórios de água têm diferentes tempos de residência, os quais podem ser definidos pela quantidade de água do reservatório dividida pela taxa de adição de água para o reservatório ou pela taxa de água que ele perde.

(*) Conceito que exprime a velocidade com que qualquer coisa se desloca através um sistema em equilíbrio, isto é, por exemplo, o tempo que uma substância gasta numa específica região de uma rocha-reservatório.

(**) A descarga fluvial ou vazão de um rio é o transporte de volume por unidade de tempo. 

(***) No caso particular da água o termo “tempo de residência” refere-se ao tempo de ocorrência da água num determinado local, quer isto dizer, , o tempo que a água permanece num determinado local.

Escoamento de Base (débito)..........................................................................................................................................................................Base Flow

Débit de base / Flujo de base / Baseflow, Dürre fließen, Rezession Grundwasserfluss / 基流 / Грунтовый сток / Flusso di siccità, Flusso di recessione delle acque sotterranee, Basso flusso, Flusso di acqua bassa, Flusso di base /

Água subterrânea que entra em um fluxo canalizado de um rio, por exemplo e que permite a permanência da corrente, mesmo quando não chove.

Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
" Rio "
&
" Plano de água (corrente subterrânea)"

Como mostrado neste diagrama, em teoria, existem quatro fontes principais responsáveis da alimentação de um curso de água (como, por exemplo, de um rio: (i) Escoamento directo, ou seja, as precipitações directas, como a chuva ou a neve ; (ii) Escoamento de infiltração, i.e., a água de superfície que se infiltra no solo ; (iii) Escoamento de superfície ou escorrência superficial, isto é, a água que escorre sobre a superfície da terra e (iv) Escoamento de base ou escoamento das água subterrâneas, que certos geocientistas de chamam, também, fluxo ou escoamento normal, que é água subterrânea que alimenta as correntes. Para as correntes, que são, mais ou menos, permanentes, o plano de água é ao mesmo nível que o curso de água, como ilustrado nesta figura. O débito ou escoamento de base refere-se ao fluxo de água que entra directamente nas correntes do sistema de águas subterrâneas, em vez de se escoar à superfície da terra. Quando a água flui mais lentamente através da terra que em superfície, a água subterrânea alimenta-se, progressivamente, dos cursos de água, ao contrário da água de superfície, em particular, depois de uma forte chuva. Isto significa que durante os períodos em que a chuva é escassa, como no verão, nos países do hemisfério Norte, é o escoamento de base que alimenta o rio. Quando a água subterrânea alimenta, totalmente, uma corrente, dizemos que as condições hidrológicas são de escoamento de base. A água subterrânea entra no curso de água quando o plano de água (limite superior de saturação da água subterrânea) sobe acima da base da corrente (leito). O plano de água é o nível no qual a pressão das águas subterrâneas é igual à pressão atmosférica. Este plano coincide, geralmente, com a superfície piezométrica do lençol freático* (superfície superior da água de uma área saturada), mas pode estar acima. Uma quantidade de água sustentável num intervalo de sedimentar debaixo do nível da água, isto é, na zona freática (zona de saturação, na qual os poros e fracturas das rochas estão saturadas de água) é chamada um aquífero. A zona freática varia com as estações do ano e durante os períodos de seca.

(*) A diferença entre lençol freático e a superfície piezométrica, é a mesma que entre a superfície natural da água subterrânea e a superfície de um poço de monitoramento em um aquífero confinado. As duas medidas são usadas para estimar os escoamentos das descargas e recargas, necessárias para descrever a quantidade e qualidade dos reservatórios de água. Devido à capilaridade da água, a superfície piezométrica (superfície que representa as pressões da água na parte superior dos aquífersôs confinados) pode estar acima do lençol freático (debaixo do qual a água subterrânea preenche todos os espaços porosos e permeáveis do solo), mas os poros do solo contêm muito ar.

Escoamento de Detritos.............................................................................................................................................................................Debris Flow

Coulée de débris / Flujo de detritos / Schutt, Murgang / 碎片, 泥石流 / Поток обломочного материала / Transporto in massa, Colata /

Movimento rápido, mais ou menos, desordenado de uma corrente turbulenta caracterizada por um alto teor de água e restos de rochas. Os mais rápidos fluxos rivalizam com a velocidade dos deslizamentos rochosos. Movimento de material não consolidado, sobre a acção de gravidade, semelhante ao escoamento da argamassa ao longo de um declive. O fluxo ou escoamento de detritos é um dos mais perigosos movimentos gravitários dos terrenos. Ele pode acontecer de um momento para o outro e inundar, completamente, cidades inteiras. Como o seu nome sugere os componentes principais de tais correntes são detritos de rochas de tamanho muito variável. Sinónimo de Fluxo de Clastos (detritos) e Escoada detrítica.

Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
" Cone de Dejecção Submarino "
&
" Corrente Turbidítica "

Os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, os escoamentos movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de um escoamento de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira da escoada. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. Os escoamentos de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Os escoamentos de detritos tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Os primeiros movimentos (pulsos) formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. A presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a sua formação. Um escoamento pode mover em encostas muito suaves, mesmo quando os fragmentos sólidos representam 80-90% do peso da sua massa total. Velocidade e distância percorrida depende da natureza dos materiais, da quantidade de água, da viscosidade da mistura água/material, da topografia, da saturação em água do solo no qual ele se move. Com ilustrado no esquema geológico desta figura, um deslizamento de detritos ou de terra, como dizem certos geocientistas, caracteriza-se quase sempre pela presença de três zonas: (i) Zona de Alimentação, zona superior alargada de recolha de materiais e de partida de escoamento ; (ii) Zona de Transporte, formas por um canal de escoamento estreito e comprimento muito variável ; (iii) Zona de acumulação, lobo terminal alargado numa espécie de cone de dejecção, mas de perfil convexo. Esta figura ilustra o fluxo de detritos do complexo vulcânico a oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geocientistas que estudaram este escoamento de detritos consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Outros são quase instantâneos e podem ultrapassar velocidades superiores a 160 km/h, como, o escoamento de Macatia (Venezuela, Dezembro, 1999), que fizeram um número incalculável de mortos, visto que os desaparecidos se contam por milhares. A escoada do Nevado Huascarán nos Andes do Peru, induzida por um terremoto de magnitude 7,7 é, igualmente, um dos escoamento de detritos dos mais catastróficos que já ocorreram (cerca de 1800). Tendo em linha de conta os riscos das escoadas de detritos, os grandes e rápidos escoamentos de rochas e detritos, conhecidos também como avalanches de pedras, são particularmente perigosos, sobretudo nas regiões montanhosas como por exemplo na Suíça. Lembremos o desastre em Elm (cantão de Glaris), no qual um escoamento de detritos matou 115 pessoas, no 11 de Setembro de 1881 (*). Este deslizamento, que segundo Albert Heim foi causada pela exploração inadequada de uma pedreira de ardósia, começou com pequenos deslizamentos de rocha de cada lado da pedreira na encosta da montanha. Alguns minutos depois, toda a massa de rocha acima da pedreira caiu e escoou-se através do vale. O movimento dos fragmentos de rocha, que até esse momento eram simples deslizamentos e pequenas caídas transformaram-se num escoamento detrítico importante. A massa rochosa escoou-se para o outro lado do pequeno vale, virou e fluiu para o vale principal, onde ela se deslocou cerca de 5 km a alta velocidade antes de parar. Cerca de 10 Mm³ de rocha desceram, mais ou menos, 470 m, quase verticalmente, em 55 segundos, envolvendo uma energia cinética enorme. Uma avalanche de queda de rocha similar, mas ainda maior ocorreu em Frank (Canadá, Alberta), em 1903, causando grandes perdas de vida e de propriedades. Todavia, estes escoamentos de detritos são muito menores, do que o que ocorreu dia 31 de Maio de 1970 no Peru, que enterrou a cidade de Yungay e parte de Ranrahirca, causando uma perda de mais de 18000 vidas.

(*) Este evento foi relatado por Franz Hohler no seu romance “Die Steinflut” (O dilúvio de pedras).

Escoamento de Lama (lahar)........................................................................................................................................................................Mud Flow

Coulée de boue / Flujo de barro / Murenabgang /  泥流 / Грязевая лава (грязевый поток) / Colata di fango /

Movimento de material terrestre semelhante a um fluxo de detritos sedimentares, mas com muito menos material rochoso. Por vezes sinónimo de Lahar.

Ver: " Fluxo (lato sensu) "
&
“Lahar”
&
" Fluxo Granular "

Um escoamento de lama ou, como se diz, muitas vezes, um deslizamento de lama é um dos mais rápidos transportes gravitários (processo geomorfológico pelo qual solos, rególitos e rochas se deslocam costa abaixo sob a força da gravidade) existentes à superfície da Terra. Um escoamento de lama transporta uma grande quantidade de lama formada por terra solta e água. Muitos geocientistas fazem pouca diferença entre os escoamentos de detritos (nas montanhas altas), os escoamentos de lama (não muito líquidos) ou lahars e correntes de lama (dos vulcões). Na grande maioria, estes escoamentos são fenómenos geológicos normais e naturais. Infelizmente, alguns deles podem ser antropogénicos, como o escoamento do vulcão (de lama) de Sidoarjo, na ilha de Java, o qual foi, provavelmente, induzido pela inadequada pressão da lama de sondagem de um poço de pesquiza de petróleo, localizado a cerca de 150 metros de um vulcão de lama. Parece que um dia antes da erupção, o operador aumentou de maneira excessiva a pressão da lama de sondagem (R. Davies. 31/10/2008 AAPG). Esta fotografia mostra como a extensão do escoamento de lama ou lahar (escoamento de detritos vulcânicos) se dirigiu para Armero (Colômbia) no dia 13 de Novembro de 1985. Nessa noite, uma erupção rasgou o gelo do glaciar, que culmina o vulcão, vomitando mais de 20 milhões de metros cúbicos de cinzas e rochas através do glaciar. O material piroclástico, muito quente, fundiu o gelo e a neve criando uma grande quantidade de água que transportou consigo, costa abaixo, através do canhão, uma grande quantidade de material. Infelizmente, como ilustrado acima, na desembocadura do canhão estava localizada a cidade de Armero, que foi quase totalmente destruída (23000 mortos). No Canadá e países nórdicos, um tipo particular de escoamento de lamas ocorre frequentemente: as lamas marinhas nas margens de glaciar, em adelgaçamento*, têm uma grande quantidade de água e são pouco compactas de maneira que um pequeno distúrbio pode transforma-las num líquido viscoso que se escoa muito rapidamente, mesmo num talude insignificante. Estes escoamentos que são, dificilmente, previsíveis podem ser muito destrutivos.

(*) Glaciar em retrogradação ou em recuo, como dizem, erroneamente, muitos geocientistas.

Escoamento de Lama (limo)..........................................................................................................................................................................Mud Flow

Coulée de limon / Flujo de barro / Murenabgang /  泥流 / Оползень (иловатая глина) / Colata di fango /

Movimento de material terrestre similar a um escoamento de detritos, mas com muito menos material rochoso. Muitas vezes sinónimo de Lahar.

Ver: "Fluxo ou Escoamento"
&
"Escoamento de Detritos"
&
"Corrente de Turbidez"

O escoamento de lama, aqui ilustrado, ocorreu e ainda está a ocorrer na parte Este da ilha de Java, na Indonésia, onde existem numerosos vulcões de lama, dos quais, geralmente, a lama se escoa lentamente e sem grande perigo para as populações. Geologicamente, a lama expelida por esses vulcões corresponde ao preenchimento das bacias de tipo rifte (demigrabens), que se formaram durante a fase de rifting (alargamento) das bacias internas ao arco vulcânico da região. Não só as rochas argilosas, que preenchem os demigrabens (bacias de tipo rifte) são argilitos não-marinhos subcompactados (por vezes, lacustres), isto é, com alta pressão, mas também os demigrabens foram invertidos pela tectónica, o que aumenta a pressão dos intervalos sedimentares. As falhas normais que bordam os demigrabens, sob a acção de um regime tectónico compressivo, relativamente, recente, jogaram, mais tarde, como falhas inversas, o que aumentou ainda mais a instabilidade das rochas argilosas subcompactadas. Muitas vezes, de maneira natural, através dos planos de falha os argilitos subcompactados vem à superfície e formam escoamentos de lama (vulcões de lama), como no Domo de Sangiran perto da cidade de Purwodadi, situado a cerca de 200 a oeste de JobReady. Contudo, o escoamento ilustrado nesta fotografia não é natural, mas antropogénico. Foi um poço de uma companhia de pesquiza petrolífera, que ao atravessar os argilitos subcompactados (que muitas vezes são excelentes rochas-mãe) não tomou as medidas necessárias (em particular no que diz respeito à pressão da lama de perfuração) e deixou entrar o poço em erupção em Maio de 2006. Assim, até hoje, pelo menos cerca de 2500 m³ (aproximadamente o volume de doze piscinas olímpicas) de lama são expelidos por dia pelo poço. Como o escoamento ainda vai continuar por muitos mais anos, não são os diques marginais artificiais, que recentemente foram construídos (Novembro de 2008) que vão impedir que a lama invada todas as habitações da região de JobReady. Como operador é uma companhia local, as ricas companhias estrangeiras associadas com ela (uma australiana e outra americana) tentam tudo para se desresponsabilizem, esquecendo, em particular, que parte da lama expelida pelo poço é tóxica.

Escoamento Térmico..................................................................................................................................................................................Thermal Flow

Flux thermique / Flujo termal / Wärmestrom / 热通量 / Тепловой поток / Flusso termico /

Taxa de fluxo de calor através uma unidade de área (J.m^-2.s^-1). O fluxo térmico é uma quantidade vectorial, quer isto dizer, que tem uma direcção e uma magnitude.

Ver : « Rocha Mãe »
&
« Subducção de Tipo-B (Benioff) »
&
« Janela de Maturação »

O perfil do fluxo térmico ao longo deste corte geológico da ilha de Java (Indonésia) mostra, claramente, valores máximos à vertical do arco vulcânico associado a subducção da crusta oceânica sob a crusta continental. Ao norte do arco vulcânico, na depressão de Bogor e na bacia de Ardjuna, os valores do fluxo térmico são mais altos do que ao sul, quer na bacia de antearco, prisma de acreção ou crusta oceânica. É por isso, que ao norte do arco, a matéria orgânica* das rochas-mãe potenciais da bacia interna ao arco (Bogor e Ardjuna) atingiu a maturação e gerou hidrocarbonetos, enquanto que ao sul, na bacia de antearco, a matéria orgânica está imatura (não gerou hidrocarbonetos). O contexto geológico, ilustrado neste corte, permite, facilmente, compreender as variações do fluxo térmico. Não podemos esquecer, que estamos numa margem convergente, caracterizada por uma zona de subducção do tipo-B, ao longo da qual a crusta oceânica antiga e densa mergulha sob a crusta continental da placa litosférica cavalgante. Desde que a crusta oceânica da placa mergulhante (placa Indiana) atinge uma determinada profundidade ela é, em grande parte, assimilada pela astenosfera formando um magma ascendente, que cria o arco vulcânico da placa cavalgante. A subducção da placa oceânica (fria e densa) induz na astenosfera da placa cavalgante correntes de convecção opostas que alargam (falhas normais) e tornam menos espessa a crusta continental sobrejacente (placa cavalgante). O arco vulcânico e o adelgaçamento da crusta continental explicam, sem grande dificuldade, os valores do fluxo térmico. A posição do arco vulcânico está directamente ligada ao ângulo da zona de subducção. Mais inclinada é a zona de subducção mais próximo estará o arco vulcânico da fossa oceânica. O adelgaçamento da crusta continental, que é causa ou efeito da anomalia térmica (subida das isotérmicas) é o responsável da subsidência diferencial, que caracteriza a fase de riftização ou de alargamento da bacia interna do arco. É esta subsidência que cria os hemigrabens, que formam as bacias de tipo-rifte, onde se depositam, normalmente, as rochas-mãe potenciais des região (rochas argilosas lacustres).

(*) A matéria orgânica presente nos sedimentos e nas rochas é de dois tipos: (i) Cerogénio, que é a fracção insolúvel nos solventes orgânicos comuns e (ii) Betume que corresponde a fracção solúvel. O verogénio não é uma substância orgânica com uma composição química bem definida, ele inclui matéria orgânica derivada de ambientes continentais e marinhos, que têm composições químicas diferentes. Betumes são produtos Graphics secundários derivados de transformações do Version induzidas por variações de temperatura e pressão induzidas, em particular, pelo enterramento.

Escoamento Turbulento................................................................................................................................................................Turbulent Flow

Écoulement turbulent / Flujo turbulento / Turbulente Strömung / 湍流 / Турбулентный поток / Regime turbolento, Flusso turbolento /

Escoamento de um fluído no qual as linhas de fluxo são confusas e misturadas. O fluído move-se, por vezes, para trás e em redemoinhos. Sinónimo de Fluxo Turbulento.

Ver: "Fluxo ou Escoamento"
&
" Lahar "
&
"Corrente de Turbidez"

Na mecânica dos fluídos um escoamento turbulento é um regime fluído caracterizado por mudanças de propriedades caóticas e estocásticas. Geralmente, no corpo humano, o sangue move-se de maneira laminar. Contudo, em certas condições de forte escoamento, particularmente na subida para a aorta, o escoamento laminar pode desaparecer e tornar-se turbulento. Quando isto acontece, o sangue não se escoa de maneira linear e lisa, mas, ao contrário, escoa-se de maneira caótica como o escoamento da água na corrente de montanha ilustrada nesta figura. O escoamento turbulento pode, também, ocorrer nas artérias largas junto dos pontos de ramificação. No corpo humano, o escoamento turbulento aumenta a energia necessária para a circulação sanguínea porque a turbulência aumenta a perda de energia sob a forma de fricção. A turbulência só começa quando a velocidade de escoamento for, suficientemente, alta para destruir o escoamento laminar. A turbulência ocorre quando o número de Reynolds for atingido. Matematicamente, o número de Reynolds pode ser definido por Re = (ρ u²) / (μu/L) = ρu L/μ = uL /v, onde Re = número de Reynolds (sem dimensões), ρ = densidade (kg/m³), u = velocidade (m/s), μ = viscosidade dinâmica (Ns/m²), L = comprimento (m) v= viscosidade cinemática (m²/s). Este número utiliza-se para determinar se o escoamento é laminar ou turbulento (como, por exemplo, nos oleodutos que transportam o petróleo). Assim, o escoamento é laminar, quando Re é inferior a 2300, e turbulento quando Re é superior a 4000. Se Re é entre 2300 e 4000, o escoamento diz-se transitório (ambos os escoamentos são possíveis). Nos rios e correntes de montanha um escoamento turbulento permite transportar em suspensão, durante mais tempo, os sedimentos do que um escoamento laminar e reforça, evidentemente, a erosão na base da corrente. A velocidade linear média é, geralmente, maior num escoamento laminar do que num escoamento turbulento. Recentemente, certos autores avançaram a hipótese de que o escoamento turbulento afecta muito o comportamento dos peixes nos rios. O escoamento dos rios pode relacionar-se ao escoamento de um horizonte turbulento. No fluxo turbulento a velocidade do fluido em qualquer ponto está mudando continuamente quer em direcção que em magnitude. Tendo isto linha de conta, o fluxo dos ventos e dos rios é, geralmente, turbulento, mesmo que as correntes sejam relativamente suaves. O ar e a água redemoinham e turbilhonam, embora, globalmente, todo o volume se escoa ao longo de uma direcção específica. A maioria dos tipos de fluxo dos fluídos é turbulento, excepto para o fluxo laminar na extremidades dos sólidos, que se desloca, relativamente, aos fluídos ou muito próximo das superfícies sólidas, como, por exemplo, na parede interna de um tubo, ou no casos de fluídos com alta viscosidade, que fluem lentamente através de pequenos canais. Como exemplos comuns de escoamentos turbulentos podemos citar: (i) O fluxo sanguíneo nas artérias ; (ii) O transporte de petróleo nos oleodutos ; (iii) O fluxo de lava ; (iv) A atmosfera e as correntes oceânicas ; (v) O fluxo através de bombas e turbinas ; (vi) O fluxo a volta de barco ou das asas de um avião, etc. Para muitos geocientistas a noção de turbulência está associada a um fluxo turbulento composto por "redemoinhos" de diferentes tamanhos. Os diferentes tamanhos definem uma escala de comprimento característica para os redemoinhos, os quais também são caracterizados pelas escalas de velocidade e tempo (tempo de rotação), que depende da escala de comprimento. Os grandes redemoinhos ou vórtices são instáveis e, eventualmente, rompem-se criando redemoinhos mais pequenos, e a energia cinética dos grandes redemoinhos iniciais é dividida pelos pequenos redemoinhos que resultaram deles. Estes pequenos redemoinhos sofrem o mesmo processo e dão origem a redemoinhos ainda mais pequenos que herdam a energia dos seus predecessores e assim por diante. Desta forma, a energia é transmitida a partir das escalas de grande movimento para escalas menores até chegar a uma escala de comprimento suficientemente pequena tal que a viscosidade do fluido possa efectivamente dissipar a energia cinética em energia interna.

Escolho...........................................................................................................................................................................................................................................................................Skerry

Écueil / Escollo / Kippen / 寻找那个水下 / Риф (подводный камень) / Skerry, Scoglio, Scogliera /

Pequena ilha rochosa, cujas dimensões são pequenas de mais para que ela seja habitada (em condições normais).  Este termo é também utilizado para designar um rochedo quase à flor da água que, por vezes, pode corresponder ao topo de um recife.

Ver: « Leixão »
&
« Atol »
&
« Ilhota (rochosa) »

Os escolhos são muitos frequentes na saída dos fiordes, onde os vales glaciares submersos formados perpendicularmente à linha da costa se juntam com outros vales em uma matriz complexa. Em alguns locais próximos das margens distais das áreas de fiordes, os canais escavados pelos gelo são tão numerosos e em direcções tão variadas que costa rochosa é dividida em muitos ilhas rochosas chamadas escolhos. Alguns destes escolhos são de dimensões apreciáveis e montanhosos, enquanto outros são pequenos pontos rochosos que dificultam, sobretudo, a navegação. Condições geológicas de nível alto, isto é, quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, que, aqui, normalmente corresponde ao rebordo continental, favorizam a formação de escolhos. Contudo, uma descida relativa do nível do mar significativa exuma toda a plataforma continental, se a bacia tiver uma plataforma, e a assim todos os escolhos desaparecem. Os escolhos aparecem durante os cortejos transgressivos e durante a fase inicial dos prismas de nível alto, quando ao rebordo da bacia é coincidente com o rebordo continental. Durante o cortejo transgressivo, o rebordo da bacia (coincidente com o rebordo continental) está a jusante da linha da costa, enquanto que durante o prisma de nível alto, excepto na fase inicial, a linha da costa coincide com o rebordo continental, o qual é também rebordo da bacia. Os geocientistas consideram os escolhos, como os topo de rochedos, à flor da água, como obstáculos ou perigos a navegação, o que é ligeiramente diferente da definição original. Em inglês escolho diz-se "skerry", que é derivado do antigo norueguês "sker" que quer dizer uma rocha no mar, cujas dimensões não permitem a implantação de habitações. Os escolhos que se podem individualizar no offshore de Portugal (não longe da linha costa) têm uma origem totalmente diferente dos escolhos dos países nórdicos, cuja origem é fundamentalmente glaciar. A grande maioria dos escolhos em Portugal e em particular os do offshore sul, são o resultado da erosão marinha e sobretudo a consequência do colapso dos arcos naturais.

Escorregamento, Rolamento...................................................................................................................................................................................................Creep

Mouvement rampant / Rodamiento (transporte) / Kriechen (Geologie) / 蠕变 （地质学） / Ползучесть (геология) / Creep (geologia) /

Uma das várias maneiras como os sedimentos da carga de arrasto podem ser transportados num escoamento. Os sedimentos são transportados, geralmente, por uma combinação de : (i) Rolamento ou Deslizamento sobre o substrato ; (ii) Saltação (saltos no escoamento para depois repousarem no substrato) e (iii) Suspensão no escoamento.

Ver: « Transporte (sedimentos) »
&
« Sedimento »
&
" Fluxo (escoamento) "

A carga* de arrasto ou carga sólida de fundo (carga arrastada para certos geocientistas) move-se quer por rolamento, deslizamento e saltação sobre o leito da corrente e desloca-se a uma pequena fracção da velocidade do escoamento da água. A carga de arrasto é geralmente 5/10% da carga total dos sedimentos transportados por uma corrente, o que faz dela o processo de deslocamento menos importante em termos de balanço de massa. O material da carga de arrasto (carga de arrasto mais a carga em suspensão, que compreende o material derivado do leito da corrente) é, frequentemente, dominado pela carga de cascalho do leito dos rios. Este material de carga da corrente é a única parte da carga sedimentar que interage, activamente, com o leito e, assim, ela desempenha um papel importante no controle da morfologia do canal. Numa corrente há três tipos de carga: (i) Carga de arrasto ; (ii) Carga suspensa ou em suspensão e (iii) Carga dissolvida. O transporte sedimentar é o movimento de partículas sólidas (chamados sedimentos), devido a uma combinação da força da gravidade, que actua sobre os sedimentos e / ou o movimento do fluido no qual os sedimentos são arrastados. Uma compreensão do transporte dos sedimentos é fundamental nos sistemas naturais, onde as partículas são clastos de rochas (areia, cascalho, seixos, etc), lama ou argila, e o fluido é o ar, água ou gelo, e no qual a força da gravidade actua para deslocar as partículas que repousam em superfícies mais ou menos inclinadas. O transporte de sedimentos é devido ao movimento de fluídos ocorre nos rios, oceanos, lagos, mares e outros corpos de água, devido às correntes e marés e nos glaciares que se escoam vertente a abaixo, e em superfícies terrestres sob a influência do vento. O transporte de partículas sedimentares (detritos) induzido, unicamente, pela força da gravidade pode ocorrer em superfícies inclinadas, como, por exemplo, encostas, escarpas, falésias, prodeltas e taludes continentais.

(*) A carga (descarga, toneladas/ano) ou produção (toneladas/km²/ano) de partículas sedimentares (em suspensão e como a carga fundo de areia e cascalho) através os cursos de água reflete a erosão do terreno produzida a montante, dentro da bacia de drenagem.

Esker .........................................................................................................................................................................................................................................................................................Esker

Esker / Esker / Os (Landschaft) / 蛇形丘 / Эскер (оз) / Esker /

Longa e estreita crista de areia e cascalho, mais ou menos, estratificados. Ela é depositado por uma corrente subglaciária que se desloca entre as paredes ou túneis de um glaciar estagnante ou em adelgaçamento e que é abandonada quando o gelo funde. Um esker pode ramificar-se e ser, mais ou menos, descontínuo. A sua direcção é, geralmente, perpendicular à frente do glaciar e o comprimento varia entre 100 m e 500 km (descontinuidades incluídas), enquanto a largura varia entre 3 e 200 m.

Ver: « Glaciar »
&
« Depósito fluvioglaciário »
&
« Ambiente de Deposição »

A maior parte dos geocientistas pensa que os eskeres são formados nos túneis dos glaciares pelas correntes que se escoam dentro e debaixo deles. Desde que as paredes à volta de uma corrente de gelo derretem, os depósitos associados a essa corrente permanecem, mais ou menos, estáveis. Os eskers podem, também, formar-se por cima dos glaciares, devido à acumulação de sedimentos nos canais supraglaciares, cravasses (fissuras) e nas zonas, mais ou menos, lineares entre os blocos parados ou em enseadas estreitas nas margens dos glaciares. Os eskers formam próximo das zonas terminais do glaciares, onde o gelo não se desloca muito rapidamente, e é, relativamente, pouco espesso. A taxa do escoamento plástico e a fusão do gelo da base do glaciar determina o tamanho e a forma do túnel subglaciar, o que, por sua vez, determina a forma, composição e estrutura de um esker. Os esker podem existir como um simples canal ou podem ser parte de um sistema de ramificações com eskers tributários. Os eskers, raramente, formam cristas contínuas. Em geral, elas são interrompidos por aberturas, mais ou menos, importantes. As cristas dos eskers são, geralmente, arredondadas com flancos abruptos. O comprimento de um esker pode variar entre 1 metro até várias centenas de quilómetros. Nesta fotografia (onshore da Argélia, Tassili dos Ajers), dois eskers são facilmente reconhecidos. No terreno, a anomalia topográfica positiva, que eles produzem e que pode ser superior a 50 metros, é um bom critério para a sua identificação (no rally Paris/Dakar, os concorrentes, que mais facilmente encontrarem as aberturas, lugares de passagem, nos eskers do deserto do Sahara, são os que têm mais probabilidades de venceram). Quando enterrados, os eskers podem ser reservatórios potenciais e armadilhas não-estruturais (morfológicas) na pesquiza dos hidrocarbonetos.

Espaço Disponível (para os sedimentos)....................................................................................................................Accommodation

Espace disponible (pour les sédiments) / Espacio disponible (para sedimentos) / Unterkunft, verfügbar Raum (für Sediments) / 住宿, 空间（泥沙) / Свободное пространство (для геологических отложений) / Spazio disponibile (per i sedimenti), Alloggio /

Espaço para os sedimentos entre o fundo e o nível de mar. O espaço disponível é função da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e da tectónica. As variações do espaço disponível são induzidas pelas variações do nível de mar relativo (eustasia mais subsidência ou levantamento do fundo do mar). Sinónimo de Acomodação.

Ver : « Acomodação »
&
« Paleobatimetria »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

O espaço disponível para os sedimentos ou acomodação, como, certos autores dizem, só tem sentido a montante o rebordo da bacia, uma vez que a jusante, a lâmina de água é sempre superior a 200 m, o que quer dizer que, há sempre espaço disponível suficiente para os sistemas de deposição de água profunda. Por outras palavras, as variações do nível do mar relativo não têm grande efeito em água profunda, salvo quando o nível do mar relativo desce abaixo do rebordo da bacia (sistemas de deposição turbidítica). Não esqueça que dois tipos nível do mar: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar de mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou do fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. Obviamente o nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Na realidade, os cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST) são os únicos sistemas de deposição que se formam durante as descidas significativas do nível do mar relativo (diminuições importantes da lâmina de água). Ao contrário, a montante do rebordo da bacia, que pode ou não coincidir com o rebordo continental, as variações do nível do mar relativo controlam a deposição. Um aumento do espaço disponível (acomodação) induz deposição e uma diminuição induz erosão. Todavia, é importante considerar se a bacia tem plataforma continental ou não. No caso de uma bacia com plataforma, isto é, quando a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa) está a montante do rebordo continental (que neste caso coincide com o rebordo da bacia), uma subida do nível do mar relativo aumenta o espaço disponível e assim haverá deposição. Se o acarreio sedimentar for suficiente, todo o espaço criado será preenchido, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, e a lâmina de água manter-se-à constante. Se o acarreio sedimentar não for suficiente para preencher todo o espaço criado pelos acréscimo de subida do nível do mar relativo (ingressões marinhas ou paraciclos eustáticos), haverá deposição, mas a lâmina de água aumentará, uma vez que só uma parte do espaço disponível criado é preenchido. Quando a bacia não tem plataforma, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o limite superior do talude continental (rebordo continental), que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia (ele coincide com o rebordo da bacia em condições geológicas de nível alto). Em condições geológicas de nível baixo, o rebordo da bacia está, largamente, a montante do rebordo continental assim com da linha da costa. Neste caso, várias hipótese são possíveis: (a) Se o espaço disponível, criado pela subida do nível do mar relativo, for todo preenchido, a lâmina de água resta nula ; (b) Se espaço disponível (acomodação) não for todo preenchido, forma-se uma lâmina de água, isto é uma plataforma continental, uma vez que um intervalo transgressivo começa a depositar-se ; (c) Se o espaço disponível criado é insuficiente, para acomodar todo o acarreio sedimentar, uma parte dos sedimentos depositar-se-á no sector superior do talude continental e a formação de correntes turbidíticas é possível. A ciclicidade do espaço disponível é induzida pela eustasia, uma vez que a taxa das variações eustáticas é muito maior do que a taxas das variações tectónicas, enquanto que a magnitude é, sobretudo, dada pela tectónica (subsidência ou levantamento). É importante não esquecer que, como ilustrado na fotografia desta figura, para haver deposição (excepto para os depósitos turbidíticos) o espaço disponível tem sempre que aumentar dentro de um ciclo sequência. Ele aumenta em aceleração durante o prisma de nível baixo (PNB) e durante um intervalo transgressivo (IT) e em desaceleração durante o prisma de nível alto (PNA). Desde que o espaço disponível para os sedimentos ou acomodação desce de maneira significativa forma-se uma discordância (superfície de erosão). Neste afloramento, cada ciclo sequência está, unicamente, representado pelo grupo de cortejos de alto nível (CNA), quer isto dizer, pelos cortejos sedimentares que constituem os subgrupos de cortejos conhecidos como prisma de nível alto (PNA) e intervalo transgressivo (IT).

Espaço Disponível Subaéreo....................................................................................................Subaerial Accommodation

Espace disponble subaérien / Espacio disponible subaéreo / Subaerische Unterkunft / 陆上住宿 / Свободное пространство в нижних слоях атмосферы / Spazio disponibile subaereo, Alloggio subaerea /

Espaço disponível para os sedimentos fluviais, quando a linha de baía migra para jusante, após uma descida do nível do mar relativo. O espaço disponível subaério pode ser, localmente, definido pelo espaço entre o antigo e novo perfil de equilíbrio provisório de um curso de água.

Ver : « Espaço Disponível (para os sedimentos) »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »

Dentro de um ciclo sequência, durante a 2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), desde que a bacia deixa de ter uma plataforma continental (o deslocamento da linha da costa para o mar fez desaparecer, pouco a pouco, a plataforma continental que exista durante a 1^a fase de desenvolvimento), quando o nível do mar relativo (nível do mar local e referenciado quer é base dos sedimentos quer ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) começa a descer, o ponto de equilíbrio (ponto onde taxa de variação do nível do mar relativo e de subsidência são iguais e se compensam) desloca-se para o mar, assim como a linha de baía. O conceito de linha de baía foi definido por Posamentier e P. Vail da seguinte maneira: (i) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (ii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (iii) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação ; (iv) A linha de baía é o limite entre a planície costeira (domínio dos sistemas de deposição costeiros e de água pouco profunda) e a planície aluvial (domínio dos sedimentos fluviais) ; (v) A montante da linha da baía, as variações do nível do mar relativo não têm nenhuma influência nos sistemas de deposição. Quando o deslocamento do ponto de equilíbrio para o mar, atinge a linha de baía e ambos se deslocam para o mar, uma acomodação subaérea é adicionada e inicia-se uma agradação por biséis costeiros. A sedimentação continua até que a descida do nível do mar relativo atinja o ponto de inflexão da curva das variações do nível do mar relativo. Depois, o ponto de equilíbrio e a linha da baía deslocam-se para o mar com formação de uma discordância do tipo I (depósito de sistemas turbidíticos na parte profunda da bacia). Certos geocientistas insistem sobre o facto que, teoricamente, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) representa um espaço, a três dimensões, associado com uma certa disponibilidade de sedimentos, e que ele não é, realmente, independente da sedimentação. Este espaço tridimensional não se pode definir, correctamente, devido a dificuldade de distinguir uma acomodação real de um espaço que, provavelmente, não será preenchido pelos sedimentos. Como ilustrado nesta figura, o espaço disponível subaéreo, para os sedimentos fluviais (*), quando a linha da baía migra rio abaixo, no seguimento de uma descida do nível do mar relativo, é, por vezes, definido pelo espaço entre os antigos e os novos perfis provisório de equilíbrio. Este conceito não se pode utilizar, facilmente, porque os perfis provisórios das correntes, utilizados para esse fim, são difíceis de reconhecer. A acomodação subaérea pode determinar-se a partir do nível de base estratigráfico (razão entre a acomodação, “A”, e o acarreio sedimentar, “S”, ou seja pela relação A/S). Uma relação “A / S” positiva >1 significa que o acarreio sedimentar não pode preencher a acomodação disponível, causando, potencialmente, uma inundação da planície aluvial (a acomodação é sempre maior do que o acarreio sedimentar). Se a relação “A / S” é igual 1, há equilíbrio entre a acomodação e o acarreio sedimentar, resultando sucessões expandidas que têm uma alta probabilidade de serem inundadas. Quando “A / S” é zero ou negativa, não há acumulação, mas transferência sem deposição dos sedimentos (zona de transferência), e a formação de superfícies de erosão regionais ou limites da sequência. Na evolução da sequência aluvial esquematizada nesta figura, ao nível hierárquico dos ciclos sequência: (A) Uma subida do nível do mar relativo implica deposição de depósitos subaquáticos (intervalo transgressivo) e de depósitos aluviais ; (B) Desde que a subida do nível do mar relativo desacelera há progradação do litoral (prisma de nível alto, PNA) e retrogradação aluvial e (C e D) Uma descida significativa do nível do mar relativo implica um deslocamento da erosão da costa para o mar e para baixo e formação de um limite de sequência, o que permite o depósito de cortejos sedimentares de nível baixo do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) do novo ciclo sequência.

(*) Na estratigrafia sequencial, os sedimentos fluviais são aqueles depositados a montante da linha da baía.

Espaço-Tempo..............................................................................................................................................................................................................................Spacetime

Espace - Temps / Espacio - Tiempo / Raumzeit / 时空 / Пространство-время / Spaziotempo /

Expressão utilizada pelos físicos para descrever o espaço a três dimensões e a dimensão tempo. A aceitação das teorias de Einstein, nas quais o espaço e o tempo interagem de maneira diferente da da física de Newton, tornou a expressão espaço-tempo muito popular. Todavia, é perfeitamente correcto falar de espaço-tempo no contexto da física de Newton.

Ver: « Tempo Cosmológico »
&
« Tempo Geológico »
&
« GUT (teoria) »

O conceito de espaço-tempo combina espaço e tempo num único espaço "abstracto", para o qual um sistema de coordenadas unificado é escolhido. Normalmente, três dimensões espaciais (comprimento, largura e altura) e uma dimensão temporal (tempo) são necessárias. As dimensões são componentes independentes da malha de coordenadas necessárias para localizar um ponto num determinado "espaço". Num globo, a latitude e a longitude são duas coordenadas independentes que, juntas, determinam um único local. No espaço-tempo, uma grelha de coordenadas, que engloba 3 +1 dimensões, localiza eventos (e não apenas pontos no espaço), isto é, o tempo é adicionado como uma outra dimensão na malha de coordenadas. As coordenadas especificam onde e quando ocorrerem eventos. A unicidade do espaço-tempo e a liberdade de escolha das coordenadas permite expressar a coordenada temporal num sistema de coordenadas tendo coordenadas temporais e espaciais. Num sistema de coordenadas normal, há restrições sobre como as medidas podem ser feitas de maneira espacial e temporal. Estas restrições correspondem a um determinado modelo matemático que difere do espaço euclidiano na sua simetria. Até o início do século XX, pensava-se que o tempo era independente do movimento e progredia a uma taxa fixa em todos os quadros de referência. Experiências posteriores revelaram que o tempo retarda a altas velocidades ("dilatação do tempo", que explica a teoria da "relatividade especial"). Várias experiências confirmaram a dilatação do tempo: (i) Os relógios atómicos a bordo de uma nave espacial avançam mais rapidamente do que na Terra ; (ii) O decaimento relativo dos muões* dos raios cósmicos, etc. A duração do tempo pode ser diferente para vários eventos em quadros de referência diferentes. Quando as dimensões são interpretadas como componentes da malha do sistema, em vez de atributos físicos do espaço, é mais fácil compreender as dimensões alternativas como sendo simplesmente o resultado das transformações das coordenadas.

(*) Partícula subatómica de carga positiva ou negativa e de spin 1/2, que se comporta como um electrão, mas que é cerca de 200 vezes mais maciço (105,7 MeV/c²). Ambos pertencem à família dos leptões. O muão tem uma duração de vida de cera de 1/ 1000000 de segundo. Ele desintegra-se em electrões (massa de 0,511MeV/c²) e em neutrinos. Os muões são produzidos nos aceleradores, a quando de colisões ou de desintegrações de outras partículas e a quando de colisões dos raios cósmicos. . Como é o caso com outros leptões, não se acredita que o muão tenha qualquer subestrutura, quer isto dizer, que não tenha quaisquer partículas mais simples. (Trinh Xuan Thuan, 1998-Le Chaos et l'Harmonie, Gallimard).

Espectroscopia..................................................................................................................................................................................................................Spectroscopy

Spectroscopie / Espectroscopía / Spektroskopie / 光谱学 / Спектроскопия / Spettroscopia /

Estudo da interacção entre radiação e matéria, função do comprimento de onda. Historicamente, a espectroscopia referia-se à utilização da luz visível dispersa segundo o comprimento de onda, como é o caso, quando a luz atravessa um prisma de vidro ou cristal. Actualmente, o conceito de espectroscopia inclui qualquer medida de uma quantidade em função do comprimento de onda ou da frequência.

Ver: « Lei de Snell »
&
« Ângulo de refracção »
&
« Teste da Chama »

A espectroscopia está associada à dispersão da luz de um objecto nas suas cores componentes (ou seja, energia). Ao realizar uma tal dissecação e análise da luz de um objecto, os astrónomos podem determinar as propriedades físicas do objecto (tais como temperatura, massa, luminosidade e composição). A compreensão da espectroscopia passa antes de mais por uma compreensão da luz, que actua como uma onda, mas que também tem propriedades de partículas. As ondas de luz viajam à velocidade da luz e os diferentes comprimentos da onda de luz manifestam-se como cores diferentes. A energia de uma onda de luz é inversamente proporcional ao seu comprimento de onda, ou por outras palavras, as ondas de baixa energia têm comprimentos de onda longos, e as ondas de luz de alta energia têm comprimentos de onda pequenos. Quando olhamos para o Universo numa diferente "luz" de forma "diferente", ou seja, num comprimentos de onda "não visível", estamos a sondar diferentes tipos de condições físicas e por isso e podemos ver os novos tipos de objectos. Raios gama de alta energia e raios-X permitem observar galáxias activas e restos de estrelas maciças, acreção de matéria à volta de buracos negros, etc., enquanto que a luz visível é melhor para observar a luz produzida pelas estrelas. Existem duas classes distintas de espectros: (i) Contínuos e (ii) Discretos. Nos contínuos a luz é composta por uma larga e contínua gama de cores (energias). Nos discreto, vêm-se apenas distintas linhas claras ou escuras com grande definição de cores (energias). Espectros discretos com linhas brilhantes são chamados de espectros de emissão, e os com linhas escuras são espectros de absorção. Na prática o ponto focal do feixe de luz do telescópio é trazido para a fenda do espectrómetro, o que é finalmente capturada pelo detector. A luz que passa através da fenda, em seguida, é reflectida num espelho de colimação, que paraleliza o feixe de luz, antes de enviá-lo para uma grade de difracção, que dispersa os feixes paralelos de luz em suas cores do componente/comprimentos de onda/energia.

Espeleogénese...................................................................................................................................................................................................................Speleogenesis

Spéléogenèse / Espeleogenésis / Speläogenese / Speleogenesis（起源和发展的洞穴） / Спелеогенез (генезис пещер) / Speleogenesi /

Origem e desenvolvimento das cavernas nas rochas carbonatadas, i.e., o conjunto dos processos que determinam a hidrologia do carso.

Ver: « Carso »
&
« Carso Litoral »
&
« Caverna »

A espeleogénese é na origem e desenvolvimento das cavernas, i.e., o processo principal que determina as características essenciais da hidrogeologia cárstica e os princípios da sua evolução. Como ilustrado nesta figura, maior parte das vezes, trata do desenvolvimento de cavernas nas rochas calcárias, causado pela presença de água com dióxido de carbono (CO₂) dissolvido, produzindo ácido carbónico, que permite a dissociação do carbonato de cálcio dos calcários. Água que se escoa através de fissuras da rocha à volta de uma caverna pode dissolver certos componentes, geralmente, calcite e aragonite (ambos são carbonatos de cálcio) ou gesso (sulfato de cálcio). O taxa de dissolução depende da quantidade de dióxido de carbono em solução, da temperatura e de outros factores. Quando a solução atinge uma caverna cheia de ar, uma descarga de dióxido de carbono pode alterar a capacidade da água para manter estes minerais em solução, causando a sua precipitação. Com o tempo, que pode ser de dezenas de milhares de anos, a acumulação destes precipitados pode formar os espeleotemas que ornamentam as cavernas (não confundir com espeleogenos, tecnicamente distintos espeleotemas, e que são formações dentro de cavernas criadas por remoção da rocha e não depósitos de secundários). As cavernas podem formar-ser por vários processos geológicos. Estes podem envolver uma combinação de processos químicos, erosão pela água, forças tectónicas, micro-organismos, pressão, influencias atmosféricas e mesmo escavamento. Entre as cavernas mais conhecida pode citar-se: (i) A caverna de Lechuguilla, que em 2006, era a quinta maior caverna do mundo (± 193 km) e a mais profunda no território continental dos Estados Unidos, mas ela é famosa pela sua geologia ; (ii) Cavernas de Skyline, localizadas na Virginia, que são um dos únicos lugares na Terra, onde antodites podem ser observados (o termo antodite termo foi citado na literatura científica, pela primeira, em 1965 por Kashima para descrever um espeleotemas semelhantes a flores compostos por uma alternância de calcite e aragonite) ; (iii) A caverna de Ogof Craig que é talvez a caverna mais bem decorado na Grã-Bretanha.

Espeleotema...................................................................................................................................................................................................................................Speleothem

Spéléothème / Espeleotema / Speläothem / 石笋 / Спелеотемы / Speleotema/

Depósito mineral secundário formado numa caverna, como, por exemplo, as estalactites ou estalagmites.

Ver: « Caverna »
&
« Estalagmite »
&
« Gruta »

Espeleotemas podem ter várias formas, dependendo se a água pinga, se exsuda, se condensa, escoa, ou se ela forma pequenas lagoas. A maior parte dos espeleotemas são nomeados por sua semelhança com objectos naturais ou feitos pelo homem. Os principais tipos de espeleotemas são : (i) Estalactites ; (ii) Espirocones e Saca-rolhas ; (iii) Helictites e Heligmites ; (iv) Cortinas ; (v) Estalagmites ; (vi) Escorrimentos ; (vii) Flores e Agulhas, etc. Os espirocones e saca-rolhas são tipos especiais de estalactites em formato de espiral ou de saca rolha. Os helictites e heligmites são espeleotemas formados a partir do tecto ou das paredes (helictites) ou do chão (heligmites), por um processo que é, inicialmente, semelhante ao das estalactites, mas ao invés de se formarem verticalmente em direcção ao solo, se desviam para os lados ou mesmo para cima. As cortinas formam-se quando o tecto é inclinado e a água que chega pelas frestas não pinga verticalmente, mas escorre seguindo a curvatura do tecto e paredes. Os escorrimentos formam-se quando a água, que escorre pelas paredes ou em torno de colunas e estalagmites mais antigas. Uma das formas mais comuns são os órgãos, semelhantes a grupos de estalactites coladas nas paredes. Também há cascatas de pedra. Outras formas de escorrimento podem criar discos ou folhas projectadas das paredes, lustres ou pingentes no tecto e placas estalagmíticas que se acumulam no chão cobrindo grandes áreas ao invés de subirem verticalmente. A exsudação pode criar gotículas, bolhas e outras formas chamadas colectivamente de coralóides. Alguns espeleotemas podem ter formações semelhantes a estalactites de pequeno comprimento que crescem lado a lado, chamados de dentes de cão. As agulhas são finos tubos constituídos de aragonite transparente, com uma espessura muito pequena. Elas ocorrem em conjuntos com dezenas ou centenas de agulhas umas próximas às outras. Podem nascer nas paredes no chão, raramente no tecto, como resultado da exsudação. As flores são constituídas de aragonite, mas também ocorrem em gipsite e calcite. Elas são compostas de centenas de cristais que irradiam a partir de um ponto central. Também podem fazer cachos, irradiados a partir de um eixo que pode se deslocar em diversas direcções como o caule de um cacho de flores. A medida das variações de crescimento das estalagmites pode ser determinada pela espessura dos intervalos depositados anualmente, quer à luz natural, quer em excitando a sua luminescência* graças a radiação ultravioleta. A velocidade de crescimento das estalactites e estalagmites é, em geral, função das precipitações, por isso, ela pode dar informações interessante sobre precipitações. Para intervalos de tempo significativos, a velocidade de crescimento destas concreções calcárias pode ser determinada graças  a datações  U/Th feitas a diferentes níveis dessas concreções.

(*) Emissão de luz por uma substância quando submetida a algum tipo de estímulo como luz, reacção química, radiação ionizante, etc.

Espessamento glaciário (avanço de um glaciar).................................................................................Glacial thickening

Épaississement (avance d'un glacier) / Espesamiento (avanço glaciar) / Verdickung (vor einem Gletscher) / 增厚（提前冰川） / Утолщение (ледник) / Ispessimento (avanzare di un ghiacciaio) /

Aumento da massa de um glaciar, quando a acumulação é superior à ablação. Um glaciar é como uma corrente de água, ele existe, unicamente, enquanto há escoamento. Se a acumulação é maior do que a ablação, o glaciar engrossa continuando a escoar-se costa abaixo. Se a ablação é superior à acumulação, continua a escoar-se costa abaixo, mas adelgaçando-se.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Glacioisostasia »
&
« Ciclo de Milankovitch »

Certos geocientistas, mas sobretudo, os novos ecologistas, ou seja, os “melancias” (verdes por fora e vermelho por dentro) como eles são conhecidos em certos países ocidentais, falam de avanço e recuo dos glaciares. Um glaciar, por definição, só pode avançar, uma vez que ele é uma corrente de gelo. Isto quer dizer, que um glaciar nunca pode recuar (andar para trás). Um glaciar é única e simplesmente um rio (corrente) de gelo, que por definição se desloca sempre costa abaixo e não costa acima. Assim, é mais correcto dizer (como o fez Ceasare Emiliani, em 1992), que um glaciar engrossa ou que o seu volume aumenta, quando a acumulação é maior do que a ablação e que ele se adelgaça (diminui de espessura) quando a ablação é maior do que a acumulação. Muitas vezes, o adelgaçamento e engrossamento não tem nada a ver com a extensão do glaciar. Existem glaciares que diminuíram de extensão, mas cujo volume aumentou. É exactamente o que se passa em certas regiões da Antárctica, onde não se pode esquecer que offshore Oeste é afectado por uma corrente marinha quente, que, evidentemente, funde uma parte do gelo, o que não tem nada a ver com o aquecimento global e, sobretudo, com o chamado aquecimento global antropogénico*. O balanço de massa de um glaciar, crucial para sua sobrevivência, é a diferença entre a acumulação e ablação (derretimento e sublimação). As alterações climáticas podem provocar variações de temperatura, bem como a queda de neve, provocando alterações no balanço de massa. Um glaciar com um balanço de massa negativo persistente está em desequilíbrio e adelgaça-se. Um glaciar com um balanço de massa positivo persistente está em desequilíbrio, e aumenta de volume para restaurar o equilíbrio. Actualmente, existem alguns glaciares que se espessam. Todavia as taxas de crescimento são pequenas o que pode sugerir que eles não estão muito longe do equilíbrio (**). Como ilustrado nesta figura, é muito provável que o espessamento e adelgaçamento dos glaciares esteja, em grande parte, mas não só, associado com os ciclos solares ou de Schwabe (***). Estes ciclos de actividade magnética solar correspondem a mudança de 11 anos, quase periódicas, da actividade do Sol, incluindo alterações dos níveis de radiação solar e de ejecção de material solar, assim como alterações do número de manchas solares, explosões e outras manifestações. Neste exemplo, durante o ciclo solar 22, que foi um ciclo frio, a grande maioria dos glaciares aumentou de espessura e a extensão lateral de muitos deles aumentou. Todavia, durante o ciclo solar 23 (1996 /2008) a maioria dos glaciares diminui de espessura e a sua extensão lateral diminuiu. Com o ciclo 24, que parece ter começado em 2009, é provável que a extensão lateral e o volume de muitos glaciares aumente. O aumento da actividade solar, age directamente sobre a Terra (pequeno aumento da radiação, pequeno efeito de aquecimento e aumento da evaporação). Um tal aumento suprime a penetração dos raios cósmicos na atmosfera da Terra, reduzindo assim núcleos de condensação disponíveis nas nuvens baixas. Isto, aumenta a claridade do céu e a radiação recebida, assim como o efeito de estufa já dominante do vapor de água. O efeito inverso de um Sol mais quiescente reduz o aquecimento solar directo, permite a penetração dos raios cósmicos (facilitam a formação de nuvens baixas), o que aumenta a reflexão da radiação solar reduzida, diminuindo a claridade céu e a evaporação, o que simultaneamente, reduz a disponibilidade do mais importante gás de efeito estufa, vapor de água, através da condensação e precipitação.

(*) Aumento da temperatura média do ar próximo da superfície terrestre e dos oceanos desde o meados do do século XX e a sua continuação projectada que implica ou que sugere que, antes do século XX, a temperatura da superfície da Terra era estável. Uma tal conjectura parece não ser verdade, apesar do facto de que certos ecologistas alarmistas argumentam que os períodos quentes (i) Nomádico, (ii) Romano e da (iii) Idade das Trevas ocorreram apenas em o Hemisfério Norte e, portanto, eles não podem ser considerados globais. A conjectura de que o aquecimento global existe logo após a revolução industrial, devido principalmente à actividade humana, tornou-se um dogma para os ecologistas. Actualmente, ninguém com um mínimo de cultura geológica fala mais de "aquecimento global", uma vez que a maior grande maioria das pessoas descobriram as mudanças climáticas que existe desde a formação da Terra há 4,5 Ga.

(**) O adelgaçamento de um glaciar, resulta da perda da parte baixa do glaciar. A parte mais alta do glaciar é mais fria, a fusão da parte baixa do glaciar reduz de maneira significativa a ablação total, e, assim, aumenta o balanço de massa, estabelecendo um equilíbrio. Todavia, se o balanço de massa de uma parte importante da zona de acumulação do glaciar for negativa, ele é em desequilíbrio com o clima e derreterá se o clima não tornar mais frio ou se as precipitações de gelo não aumentarem. (https://fr.wikipedia.org/wiki/ Recul_des_glaciers_depuis_1850)

(***) Ciclos que mostram a actividade do Sol em intervalos de aproximadamente 11 anos. O Sol é, e sempre será, laboratório para a obtenção "in situ" dos dados necessários para a elaboração das teorias necessárias ao entendimento dos processos, fenómenos e suas causas, que ocorrem em todos os corpos a partir do Sistema Solar em direcção ao Universo, incluindo a Terra. O índice da actividade geomagnética da Terra pode ser um importante indicador da detecção e previsão do ciclo solar. O índice combina a actividade geomagnética IHV com as proeminências, chamas solares e a ejecção de massa coronal. Estes fenómenos estão associados à outra componente, a taxa de ionização da atmosfera da Terra, causada pela variação de velocidade do vento solar.

Espessura Estratigráfica..........................................................................................................................................Stratigraphic Thickening

Épaisseur stratigraphique / Espesor estratigráfico / Stratigraphische Dicke / 地层增厚 / Стратиграфическая мощность / Spessore stratigrafica /

Espessura de uma unidade estratigráfica medida perpendicularmente às superfícies que a limitam. Num poço de pesquisa, a espessura estratigráfica é igual à espessura perfurada (medida verticalmente) multiplicada pelo coseno da inclinação da unidade estratigráfica.

Ver : «Inclinação (camada)»

Espigão Abissal..............................................................................................................................................................................................................................................Pyton

Piton abyssal / Espigón abisal / Piton abyssal / 冰锥深海 / Глубинный пик / Piton abissale /

Pico ou montanha que se levanta da planície abissal, mas que não atinge à superfície do mar (nível do mar), isto é, que não forma uma ilha. Tipicamente, os espigões abissais são vulcões extintos que emergem da planície abissal de maneira abrupta e que, normalmente, estão sob uma lâmina de água entre 1000 e 4000 metros. Sinónimo de Monte Submarino Abissal.

Ver : « Abissal »
&
« Planície Abissal »
&
« Dorsal Média Oceânica »

Os montes altos terminados em pico e as cadeias de montanha não se encontram unicamente nas áreas continentais. Contrariamente ao que muita gente pensa, algumas das maiores e mais altas montanhas do mundo ocorrem nos oceanos. As montanhas que se encontram debaixo de água são chamadas montanhas submarinas que se levantam acima do assoalhado oceânico. As montanhas, mais ou menos, isoladas que se levantam da planície abissal e que, em geral, têm uma forma cónica acentuada, como as ilustradas nesta figura, são denominadas, por certos geocientistas, espigões abissais. Muitos destes espigões são vulcões extintos, que se formaram acima de pontos quentes*. Como ilustrado, no Golfo do Alasca, do fundo do mar levantaram-se muitos espigões abissais, alguns dos quais tem cerca de 30 Ma. Entre eles o espigão Patton, que tem cerca de 3000 metros de altura e 30 km de largura, quase atinge o nível do mar, uma vez que o seu topo está sob uma lâmina de água de cerca de 180 metros. Este espigão formou-se como um vulcão submarino há cerca de 30 milhões de anos, no offshore do estado de Washington não muito longe do sítio em que ele se encontra actualmente. Com o tempo, o espigão Patton foi deslocado para fora (oeste) do ponto quente que o originou, pelo movimento da placa litosférica do Pacífico. Outros vulcões formaram-se por cima do mesmo ponto quente, que hoje formam uma cadeia de espigões, cuja idade diminuí de Oeste para Este. Um dos espigões, o Bowie, que é o mais recente tem cerca de 700 ky. Embora eles tenham sido criados por pontos quentes, eles têm tamanhos, formas e vulcanismo característicos. Corais profundos, esponjas, peixes e muitas espécies marinhas habitam nos espigões abissais, o que era totalmente desconhecido à pouco anos atrás.

(*) Correntes de magma, que ascende das partes profundas da Terra e que se escoa através do crusta para entrar em erupção na superfície ou no fundo do mar.

Espiral de Ekman..................................................................................................................................................................................................Ekman Spiral

Spiral d' Ekman / Espiral de Ekman / Korkenzieherströmung / 埃克曼螺旋 / Экмановская спираль / Spirale di Ekman /

Variação helicoidal do vector velocidade de uma corrente marinha em profundidade, função do efeito de Coriolis.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Transporte de Ekman »
&
« Contornita »

No mar, o vento controla, unicamente, a parte superior das águas superficiais. A camada de água subjacentes à camada superior em movimento, sofrem uma tracção (via fricção), é deflectida devido ao efeito de Coriolis (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul). O intervalo seguinte sofre a tracção da camada sobrejacente, embora não tanto forte. Ele move-se, mas é, igualmente, deflectido. Como ilustrado neste esquema, descendo na coluna de água, todas os intervalos ou camadas de água são deflectidas e movem-se cada vez mais lentamente. A camada da base desta espiral, chamada espiral de Ekman, pode mover-se em direcção oposta à da camada de superfície. Em outros termos, pode dizer-se que : (i) As correntes marinhas de superfície são influenciadas pelo efeito de Coriolis ; (ii) O escoamento de superfície é desviado 45° com respeito à direcção do vento devido ao efeito de Coriolis ; (iii) O vector velocidade é cada vez mais desviado à medida que a profundidade aumenta ; (iv) À profundidade de fricção, o vector velocidade orienta-se ao contrário da direcção do vento ; (v) Como a magnitude do vector velocidade diminui com a profundidade, o transporte efectivo, chamado transporte de Ekman, é a 90° (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul) da direcção do vento ; (vi) O vector velocidade forma uma espiral, chamada espiral de Ekman, que têm uma geometria helicoidal positiva no hemisfério Norte e negativa no hemisfério Sul. Quando o vento provoca um movimento da água superficial para o largo (longe da costa), a parte inferior da água move-se, verticalmente, para cima. Ao contrário, quando o vento obriga a superfície da água a deslocar-se para a linha da costa, a água superficial desloca-se, verticalmente, para baixo. Quando o vento sopra de Norte para Sul, a água superficial desloca-se para Oeste, isto é, para longe da costa (hemisfério Norte). Uma corrente ascendente trás para a superfície água fria. As águas superficiais são, normalmente, pobres em nutrientes (fosfatos e nitratos, etc.), que são críticos para o crescimento das plantas. As águas profundas e frias têm altas concentrações destes nutrientes. Nas reconstituições paleogeográficas é importante determinar a direcção dos ventos dominantes, uma vez que eles podem ter uma influência no desenvolvimento de rochas-mães marinhas, em particulares nas margens divergentes. Se ao longo de uma margem, a direcção do vento dominante obriga a água superficial a deslocar-se para o largo (para além do rebordo da plataforma), a parte inferior da coluna de água vai deslocar-se verticalmente, para cima, e trazer para a plataforma oxigénio e nutrientes que vão favorecer o desenvolvimento da fauna e a flora na plataforma, condição sina qua non para a formação de rochas-mãe. Para bem compreender o efeito de Coriolis não devemos esquecer que  : (i) Todos os pontos da superfície terrestre têm a mesma velocidade angular* e que força de Coriolis actua sobre todos os corpos ; (ii) Um ponto próximo do equador gira mais rapidamente do que um ponto próximo do pólo Norte ou Sul; (iii) Os objectos pousados no chão, como, por exemplo, uma casa, giram com a mesma velocidade que o chão ; (iv) A força de Coriolis não tem nenhum efeito sobre os objectos fixos no chão ; (v) A velocidade onde se encontra uma pessoa e a velocidade do ponto para onde ela vai são muito próximas para que ela sinta qualquer diferença ; (vi) Se a velocidade angular de um objecto à superfície da Terra, em relação ao sistema rotacional (Terra), é zero, a força de Coriolis é zero ; (vii) Se um objecto se desloca para Sul ou para Norte e não está, firmemente, ligado ao chão, ele mantém a sua velocidade inicial (velocidade de rotação da Terra) para Este enquanto se move ; (viii) Se o objecto viaja para Este, ele continua a mover-se para Este com a mesma velocidade até que seja exercida uma força que mude a sua velocidade ; (ix) Os objectos lançados do equador para o Norte mantém a componente de Este da velocidade da mesma forma que os objectos parados sobre o Equador ; (x) Quando um objecto se distancia o suficiente do equador, ele não se move mais para Este com a mesma velocidade que o chão sob ele (para o movimento de rotação de corpos rígidos, onde a velocidade angular é constante, a velocidade linear é directamente proporcional ao raio).; (xi) Se uma pessoa parada lançar uma bola para Este, a bola move-se em linha recta (gravidade omitida) ; (xi) Se a pessoa se move para uma nova posição, a definição de Este para ela mudou e a bola não não se desloca mais na direcção Este-Oeste, ela parece ter-se desviado para fora ; (xii) Como a pessoa não sente a rotação da Terra, a conclusão natural é que uma força misteriosa tirou a bola da sua trajectória fazendo com que ela se se afaste do eixo de rotação (http://www.geogra-fia.fflch.usp.br/graduacao/apoio/Apoio/Apoio_Elisa/flg0355/filespdf/For%C3%A7a_de_Coriolis.pdf). Assim, e da mesma maneira, quando uma pequena massa de ar começa a deslocar-se sob o efeito das forças de pressão, a força de Coriolis entra em jogo e desvia a sua trajectória para a direita se o movimento ocorre no hemisfério Norte e para a esquerda se ele se passa no hemisfério Sul. Este desvio continuará até que a força de Coriolis equilibre a força criada pelas diferenças de pressão. Neste caso, o vento seguirá as curvas de igual pressão e a circulação é geostrófica.

(*) Medida da velocidade de rotação, que é definido como o ângulo girado por uma unidade de tempo e é designado pela letra grega ω e cuja unidade no Sistema Internacional é o radiano por segundo (rad/s). No equador a latitude á zero. Para outros pontos situados acima ou abaixo do equador, a distância ao eixo de rotação da Terra é menor. Como a latitude de um local da Terra é o ângulo medido desde a linha do equador até o lugar, conhecendo a latitude, pode-se determinar a distância do lugar ao eixo de rotação da Terra. À medida que aumenta a latitude, a distância do ponto ao eixo de rotação da Terra diminui, assim como a velocidade linear, já que esta é proporcional à distância.

Espraiamento e Ressaca...................................................................................................................Swash & Backwash

Courant d'afflux et de retrait / Espraiamento y resaca, Corriente de entrada y retirada / Schwungschrift und Backswash, Einschaltstrom und Rückzug / 浪涌电流和戒断 / Течение прилива и отлива / Flutto montante (getto di riva) e risacca /

Movimento da água do mar em direcção da praia depois que as ondas do mar se tenham quebrado (sinónimo de corrente de afluxo). A ressaca, que alguns geocientistas chamam corrente de refluxo, é a corrente que retorna para o mar depois do espraiamento e que se junta ao movimento da onda na crista seguinte. Para outros geocientistas o espraiamento engloba as duas correntes associadas à rebentação das ondas, que eles chamam correntes de ressaca.

Ver: " Praia Baixa "
&
" Ondulação (praia baixa) "
&
" Corrente de Afluxo "

Esta fotografia tirada na da praia de Galvestone (Texas, EUA), ilustra o resultado da interacção do espraiamento (corrente de afluxo) e da ressaca (corrente de refluxo). O padrão oblíquo à linha da costa é produzido pelas correntes de afluxo (espraiamento), enquanto que o padrão perpendicular é produzido pelas correntes de refluxo. O espraiamento transporta areia e outras partículas (pouco pesadas) para a praia. A direcção do espraiamento varia com o vento. A corrente de ressaca ou de refluxo é sempre perpendicular a linha da costa. Teoricamente, o espraiamento e a ressaca podem explicar-se da seguinte maneira: (i) Quando a profundidade da água do mar é cerca de 1/3 da altura das ondas, i.e, quando as partes mais inclinadas das ondas inclinam 60° ou mais, as ondas tornam-se instáveis e a parte superior tomba para a frente, o que quer dizer, que as ondas se quebram  ou rebentam ; (ii) Desde que uma onda se quebra, em massas de espuma turbulenta, a água começa a deslocar-se para a praia sob a acção do seu próprio momento (vector cuja grandeza é o produto da intensidade da força - peso da onda - pela distância a linha de acção da força; (iii) Na praia, o momento da onda transporta-a para a terra por uma corrente, que se chama corrente de afluxo ; (iv) A corrente de afluxo lava a praia e transporta a areia e outras partículas mais finas ; (v) Esta corrente perde energia, devido ao atrito do fundo do mar e do declive e inverte de sentido, originando a corrente de refluxo, que se dirige para o mar segundo o declive do fundo ; (vi) Este movimento da água em direcção do mar só é evidente à superfície (ele existe unicamente até uma profundidade de, mais ou menos, 1 metro). Em detalhe, quando uma onda quebra, a corrente de refluxo desloca-se par o mar em direcção da próxima crista. Como a direcção da corrente de afluxo é, mais ou menos, na direcção do vento, isto é, perpendicular à direcção das ondas do mar, e a direcção da corrente de refluxo é sempre perpendicular a linha costa, a interacção das duas correntes cria uma corrente, mais ou menos, paralela a linha da costa.

Espraiado (estrão, faixa entremarés)...............................................................................................................................................................................Strand

Estran (replat) / Zona entre mareas / Strand / 斯特兰德 / Полоса берега, перекрываемая водой во время прилива / Zona inter-cotidale /

Espaço litoral compreendido entre os níveis da maré mais alta e da maré mais baixa. O espraiado é também chamado faixa ou zona entremarés ou zona intertidal.

Ver: « Maré »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Maré Viva »

Função da amplitude das marés e da inclinação da costa, o espraiado ou zona intertidal, para certos geocientistas, pode ser mais ou menos grande. Dentro de um ciclo-sequência quando a invasão continental costeira (componente horizontal da agradação costeira) é grande, provavelmente o espraiado é também muito grande, uma vez que a morfologia do continente é muito plana. Como caso extremo, podemos citar a Guiné-Bissau, onde o espraiado representa cerca 20% da área do país. O espraiado, também conhecido como a zona litoral, em ambientes aquáticos marinhos é a área à beira do mar, na qual o fundo do mar é exposto durante a maré baixa e submersa na maré alta, ou seja, a área entre as marés. No espraiado, os organismos mais comuns são pequenos e muitos são organismos, relativamente, simples. Isto é devido a um certo número de razões: (i) O fornecimento de água que os organismos marinhos necessitam para sobreviver é intermitente ; (ii) A acção das ondas na costa pode desalojar organismos mal adaptados ; (iii) A elevada exposição ao sol e às variações de temperatura podem ser extremas, de muito quente a perto de zero em climas frios (mares frios) e (iv) A salinidade é muito forte, uma vez que a água salgada estagnada nas poças e charcos evapora-se originando depósitos de sal. Esses quatro factores tornam o espraiado um ambiente não muito apropriado para a vida. Uma costa rochosa típica pode ser dividida em uma zona de salsugem* (também conhecida como a zona supratidal), que está acima da linha da maré que ocorre durante as sizígias e que é coberta por água só durante as tempestades, e uma zona intertidal, que fica entre as marés altas e baixas extremas. Ao longo da maioria das costas, a zona intertidal podem ser, facilmente, subdividida nas seguintes subzonas: a) Zona de maré-alta ; b) Zona de maré-média e c) Zona de maré-baixa. A zona de maré-média é submersa e inundada por períodos de tempo aproximadamente iguais em cada ciclo de maré. Por conseguinte, as temperaturas são menos extremas, devido à menor exposição directa ao sol e, portanto, a salinidade é apenas um pouco superior a do oceano.

(*) A salsugem é a nuvem de espuma formada por gotículas de água do mar e bolhas encerrando microcristais salinos resultantes da espuma de rebentação que é projectada contra a costa e transportada para o interior pelo vento.

Espessura Estratigráfica..........................................................................................................................................Stratigraphic Thickening

Épaisseur stratigraphique / Espesor estratigráfico / Stratigraphische Dicke / 地层增厚 / Стратиграфическая мощность / Spessore stratigrafica /

Espessura de uma unidade estratigráfica medida perpendicularmente às superfícies que a limitam. Num poço de pesquisa, a espessura estratigráfica é igual à espessura perfurada (medida verticalmente) multiplicada pelo coseno da inclinação da unidade estratigráfica.

Ver : «Inclinação (camada)»

Estabilidade do Nível do Mar(relativo)..............................................................................................Relative Stillstand

Stabilité relative (du niveau de la mer) / Estabilidad relativa (del nivel de mar) / Relative Stabilität (NN) / 相对稳定（海平面） / Относительная стабильность уровня моря / Stabilità relativa (livello del mare) /

Quando a coluna de água (lâmina de água) é constante. Isto acontece quando o nível do mar absoluto ou eustático e a superfície de deposição são estacionários, sobem ou descem com a mesma velocidade. Nas linhas sísmicas, uma estabilidade do nível do mar relativo reconhece-se pela presença de biséis somitais e uma, quase, ausência de biséis de agradação costeira, isto é, de agradação.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Linha da Costa »
&
« Bacia sem Plataforma »

Um intervalo sísmico com uma configuração interna, aparentemente, progradante oblíqua, é bem visível, na parte superior da interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma de uma linha sísmica do Mar Negro. Um tal intervalo sugere que as condições de deposição eram, nesse sítio (espaço) e nessa altura (tempo), caracterizadas por: (i) Um acarreio sedimentar, relativamente, importante ; (ii) Um espaço disponível para os sedimentos, isto é, uma acomodação, mais ou menos, constante e, relativamente, pequena, durante todo o depósito ; (iii) Uma subsidência, relativamente, fraca e (iv) A base do intervalo, relativamente, pouco inclinada para o mar. Tome em linha de conta o artefacto sísmico induzido pelo aumento da lâmina de água. Os reflectores distais estão, inclinados devido ao aumento da lamina de água. Tudo isto quer dizer, que durante a deposição desse intervalo progradante, provavelmente, o nível do mar relativo* manteve-se, mais ou menos, constante durante o depósito de todos os cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição ou seja, litologias e faunas associadas, síncronos e geneticamente ligados) que formam este intervalo. Condições geológicas deste tipo são frequentes em regimes sedimentares energéticos com uma zona de trânsito ou de transferência sedimentar importante (zona de “bypass” des geocientistas anglo-saxões), o que permite uma acreção lateral e um preenchimento da bacia muito rápido, sem erosão ou com uma pequena erosão na parte superior da superfície de deposição, que quando inferior ao à resolução sísmica não é, obviamente, visível nas linhas sísmicas. Um exame mais atentivo da parte superior deste autotraço sugere, que as terminações superiores das progradações, isto é, que os biséis somitais (ou biséis superiores) podem não ser progradações oblíquas puras (sem erosão da parte superior). O intervalo progradante, provavelmente, depositado em condições geológicas de nível baixo do mar, é, localmente coberto por horizontes, mais ou menos horizontais que, ao nível de um ciclo-sequência, podem enfatizar um intervalo transgressivo (IT), antes de ser limitado, superiormente, por uma discordância (superfície de erosão, em vermelho, induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), a qual parece (**) ter sido reforçada pela tectónica (discordância angular). Esta discordância é muito bem reconhecida não só pelos biseis superiores por truncatura dos sedimentos subjacentes, mais igualmente pelo preenchimento de um vale cavado seja bem visível na parte central desta tentativa de interpretação. Não se pode excluir que estas progradações fossem, inicialmente, sigmóides (progradações com acreção lateral e vertical), mas que a erosão, associada à descida do nível do mar relativo responsável da discordância, tenha erodido a parte agradante das progradações, o que quer dizer, que as terminações dos reflectores podem corresponder a biséis somitais por truncatura. Nesta caso, o rastreamento da discordância tem que ser modificado. A discordância sendo a responsável da erosão da parte superior das progradações, tem que ser marcada imediatamente acima delas e não como ilustrado nesta tentativa de interpretação. Numa tal hipótese é difícil de considerar o intervalo progradante como um intervalo depositado em condições geológicas de nível baixo. Uma subida do nível do mar relativo pode a ser compensada por um levantamento do nível do mar, assim como uma descida do nível do mar relativo pode ser compensada por uma subsidência do fundo do mar. Além disso não se deve esquecer que a razão entre a acomodação (A) e o acarreio sedimentar (S), ou seja, o nível de base estratigráfico (A/S) pode ser positivo (A superior a 1), igual a 1 (A = S), igual a zero (A = 0) e negativo (A inferior a 1).

(*) Nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica.

(**) Nesta autotraço é muito difícil reconhecer a verdadeira morfologia da discordância (horizonte vermelho), uma vez que a influência do artefacto sísmico induzido pela variação lateral da lâmina de água pode ser significativa. Na realidade, excepto para preenchimento do vale cavado, onde a morfologia do fundo do mar é muito diferente da morfologia do vale, o horizonte vermelho, interpretado como uma superfície de erosão (discordância,) mimetiza, em grande parte, o fundo do mar.

Estalactite....................................................................................................................................................................................................................................................Stalactite

Stalactite / Estalactita / Stalaktit / 钟乳石 / Сталактит / Stalattite /

Rocha cristalina carbonatada suspensa da abóbada das cavernas (em geral, nas rochas calcárias) criada por uma evaporação parcial das gotas de água que caiem do tecto.

Ver: « Estalagmite »
&
« Calcário »
&
« Caverna »

As estalactites são espeleotemas, isto é, depósitos minerais das cavernas resultantes da sedimentação e cristalização de minerais dissolvidos na água. Elas encontram-se em todas as cavernas calcárias e formam-se pelas gotas de água que caiem do tecto. Na realidade, a água, ao entrar em contacto com o ar da gruta, liberta parte do CO₂ dissolvido e precipita um anel de calcite, na base da gota. À medida que mais calcite se precipita, forma-se um tubo oco e alongado, que pode atingir vários metros de comprimento e alguns centímetros de diâmetro. Com o tempo, uma estalactite aumenta de diâmetro, uma vez que a água do tecto escorre pelo seu exterior, precipitando mais calcite. Este aumento de espessura faz-se de cima para baixo, o que lhe dá um forma cónica. As estalactites em forma espiral chamam-se espirocones ou estalactites em saca rolhas. Elas formam-se quando o canal principal da estalactite se entope e a água é forçada a buscar outros caminhos pelas paredes do tubo ou pela raiz. O escorrimento pela parte externa faz com que a estalactite fique mais espessa próxima da raiz. Por outro lado, as irregularidades da estalactite fazem com que a água escorra em espirais criando a forma característica em saca rolhas destas estalactites. Os espeleotemas formados a partir do tecto ou das paredes chamam-se helictites e os formados a partir do chão chamam-se heligmites. O processo é inicialmente semelhante ao das estalactites, mas em vez de se formarem verticalmente em direcção ao solo, como as estalactites, elas desviam-se para os lados ou mesmo para cima. Quando o tecto de uma caverna é inclinado, a água quando chega às fendas não pinga verticalmente, mas escorre ao longo do declive do tecto e das paredes e a precipitação dos minerais produz cortinas com uma espessura que varia de alguns milímetros até vários centímetros. Estes depósitos chamados cortinas podem fazer bifurcações ou juntar-se em conjuntos, mais ou menos, complexos. Em algumas cavernas antigas, as cortinas podem chegar até o chão e podem até fechar algumas galerias. Quando as cortinas são formadas com camadas sedimentares de cores diversas, os espeleólogos chamam-lhes "fatias de toucinho", uma vez que elas parecem mesmo fatias de toucinho. A medida das variações de crescimento das estalagmites pode ser determinada pela espessura dos intervalos depositados anualmente, quer à luz natural, quer em excitando a sua luminescência* graças a radiação ultravioleta. A velocidade de crescimento das estalactites e estalagmites é, em geral, função das precipitações, por isso, ela pode dar informações interessante sobre precipitações. Para intervalos de tempo significativos, a velocidade de crescimento destas concreções calcárias pode ser determinada graças  a datações  U/Th feitas a diferentes níveis dessas concreções.

(*) Emissão de luz por uma substância quando submetida a algum tipo de estímulo como luz, reacção química, radiação ionizante, etc.

Estalagmite.........................................................................................................................................................................................................................................Stalagmite

Stalagmite / Estalagmita / Stalagmit / 石笋 / Сталагмит / Stalagmite /

Concreção ou rocha calcária mais ou menos tubiforme formada sobre o solo das cavidades subterrâneas pela queda lenta e evaporação das águas que coam da abóbada.

Ver: « Estalactite »
&
« Calcário »
&
« Gruta »

Como ilustrado nesta figura, as estalagmites são formações que crescem a partir do chão de uma gruta ou caverna e que vão em direcção do tecto. Elas formam-se pela deposição (precipitação) de carbonato de cálcio a partir da água que cai do tecto. Ao contrário das estalactites, as estalagmites, formam-se de baixo para cima pelo crescimento de sucessivas camadas de pequenos cristais alongados de calcite, orientados, mais ou menos, perpendicularmente à superfície de crescimento. As estalagmites podem apresentar formas diversas: bolbosas, achatadas, colunares, etc., e, por vezes, com formas muito irregulares, o que contrasta com o que se verifica nas estalactites. A velocidade de crescimento das estalagmites pode ser determinada pela espessura dos intervalos depositados anualmente, quer à luz natural, quer em excitando a sua luminescência graças a radiação ultravioleta. Como o crescimento das estalagmites é, em geral, função das precipitações, ela pode dar informações interessantes. Para grandes intervalos de tempo, a velocidade de crescimento das estalagmites pode ser determinada graças  a datações  U/Th feitas a diferentes níveis dessas concreções. A junção de uma estalagmite com uma estalactite forma uma coluna. Muitas estalagmites podem ser datadas (de maneira absoluta) uma vez que, por vezes, isótopos (átomo que tem o mesmo número atómico que outro, mas um número de massa diferente) radioactivos substituem o cálcio. A taxa de desintegração dos isótopos pais em isótopos irmãos, permite de calcular a idade da deposição, o que permite de datar certos fósseis e objectos arqueológicos de maneira indirecta. Hackley et al. (2008), utilizaram as estalagmites como base de datação não só das cavernas do sul do Illinois, mas também dos terramotos da região. Eles descobriram que algumas das mais jovens estalagmites começaram a formar-se, unicamente, a partir de 1811/1812, isto é, depois do grande terramoto de Nova Madrid (EUA). A água carregada de carbonato de cálcio que pinga através das fendas do tecto cai no chão e uma estalagmite começa a crescer lentamente. O tempo pode ser medido pela alternância das camadas claras e escuras, onde cada par representa um ano. Quando um terramoto afecta uma região, as antigas facturas podem ser fechadas e novas formar-se. Em consequência, a água que se escoa no tecto da cave pode desviar-se do trajecto inicial e, eventualmente, formar novas estalagmites. Desta maneira, é possível que cada nova geração de estalagmite sublinhe um terramoto. Além do terramoto de 1811/12, esta metodologia permitiu de reconhecer pelo menos 7 outros terramotos nos últimos 18000 anos.

Estilolitização......................................................................................................................................................................................................................Styolitization

Stylolitisation / Estilolitización / Styolites Bildung / 的缝合线的形成 / Формирование стилолитов / Formazione di styolites /

Processo diagenético de formação dos estilólitos por um movimento diferencial vertical provocado pela pressão exercida sobre as rochas, em geral, carbonatadas, o qual é acompanhada por uma dissolução parcial.

Ver: « Estilólito »
&
« Calcário »
&
« Lei de Goguel »

Estes esquemas mostram como é que a direcção dos picos dos estilólitos sublinha a direcção do eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos (σ₁), uma vez que o plano dos estilólitos dá o plano de intersecção entre σ₂ e σ₃. Como neste exemplo σ₁ é horizontal, os sedimentos foram encurtados, quer por dobras (anticlinais ou sinclinais), quer por falhas inversas, quer por uma combinação de falhas inversas e dobras. A direcção das estruturas que encurtaram os sedimentos, isto é, a direcção do plano axial dos anticlinais ou a direcção do plano das falhas é sempre paralela ao σ₂. Se σ₂ for horizontal (σ₃ vertical), as falhas que afectam os sedimentos são falhas inversas e as dobram serão cilíndricas. Se σ₂ for vertical (σ₃ horizontal), as falhas, que encurtam os sedimentos, serão falhas de deslizamento e as dobras associadas serão cónicas, o que quer dizer, que elas não são, exactamente, perpendiculares ao σ₁. Quando, os picos dos estilólitos são verticais, quer dizer, que os sedimentos foram alargados por um regime tectónico extensivo, uma vez que o σ₁ é vertical. Neste caso, a direcção das falhas normais é paralela ao σ₂. Assim o eixo σ₂ é dado pela intersecção de duas falhas normais com polaridade (inclinação) oposta. Este esquema mostram, também, como é que se pode calcular aproximadamente a quantidade de material que se dissolveu durante a deformação. Se imaginarmos um fóssil, por exemplo, uma trilobite, antes e depois da estilolitização, é fácil calcular, mais ou menos, a quantidade de material que desapareceu por dissolução. Isto é importante, sobretudo nas regiões calcárias, para saber, por exemplo, se tem sentido ou não balancear (equilibrar) os cortes geológicos, uma vez que quase todos os métodos de balanceamento são baseados na lei de Goguel. Esta lei diz, que durante a deformação a quantidade de material conserva-se, mais ou menos, constante (tendo em linha de conta a compactação). Contudo, como ilustrado nesta figura, no caso das rochas carbonatadas uma dissolução importante pode alterar de maneira significativa a lei de Goguel.

Estilólito.................................................................................................................................................................................................................................................................Stylolite

Stylolithe / Estilólita / Stylolith / 缝合线 / Стилолит / Stylolite /

Limite irregular entre duas porções de uma rocha, em geral calcária, formado pelos resíduos insolúveis do material rochoso que foi dissolvido acima e abaixo dele.

Ver: « Estilolitização »
&
« Dissolução »
&
« Lei de Goguel »

Um estilólito é uma superfície, ou um contacto, mais ou menos, irregular que ocorre, em geral, nas rochas carbonatadas e que sublinhada uma penetração entre dois blocos da mesma rocha. A grande maioria dos geocientistas pensa que os estilólitos são formados de maneira diagenética por movimentos diferenciais, sobre pressão, e acompanhados de dissolução. Os estilólitos são superfícies que ocorrem dentro de uma determinada rocha, em geral carbonatada, ao longo das quais houve uma dissolução, que é sublinhada pelos minerais argilosos insolúveis que permanecem no mesmo sítio, mesmo depois da calcite ter sido dissolvida e transportada para outras áreas. Isto quer dizer, que os estilólitos resultam, sobretudo, da compactação e pressão dos fluídos durante a diagénese e que podem ser, mais ou menos, alargados por um subsequente escoamento das águas subterrâneas. Os estilólitos aparecem nos afloramentos e amostras de mão como descontinuidades irregulares em ziguezague, as quais são, muitas vezes, reforçadas pelos insolúveis de argila, óxidos de ferro ou material orgânico. Estudos sobre os estilólitos e outras estruturas induzidas pela pressão das soluções minerais sugerem que eles podem ter diversas origens. Entre elas, a pressão das soluções é, geralmente, aceite como a mais provável. Contudo, há um certo número de problemas no que diz respeito a génese dos estilólitos. Nos diagramas ilustrados nesta figura, o pico dos estilólitos corresponde sempre ao σ₁, isto é, o eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos (soma da pressão geostática, pressão hidrostática e do vector tectónico). Nos estudos de campo, a determinação do σ₁ permite determinar o regime tectónico que afectou a região. Se σ₁ for vertical, os sedimentos foram alargados por um regime extensivo e a direcção das falhas normais, que permitiram o alargamento, é paralela ao σ₂ . Se σ₁ for horizontal, os sedimentos foram encurtados, por um regime tectónico compressivo, quer por anticlinais-sinclinais, quer falhas inversas. A direcção das dobras e planos das falhas inversas é paralela σ₂. Note, que há uma única maneira de alargar os sedimentos (falhas normais) e duas de os encurtar (dobras e falhas inversas).

Estratificação (água)................................................................................................................................................................................................Stratification

Stratification (eau) / Estratificación (agua) / Schichtung (Wasser) / 分层（水） / Расслоение (воды) / Stratificazione (acqua) /

Arranjo em camadas de um corpo de água. As camadas diferenciam-se por um contraste de densidade, a qual é o resultado da temperatura, salinidade ou de uma combinação das duas.

Ver: « Corrente de Contorno »
&
« Corrente Oceânica »
&
« Variação Estérica do Nîvel do Mar »

Dentro de uma coluna de água, a camada de mistura é caracterizada, de cima para baixo, por fracos gradientes das características da água, que podem aumentar bruscamente de intensidade para baixo, para que os valores dessas características se liguem aos das águas profundas. As zonas de transição são designadas segundo as características consideradas por termos utilizando o sufixo "clina". Assim pode falar-se de picnoclina (densidade), haloclina (salinidade), termoclina (temperatura), oxiclina (oxigénio), etc. A estratificação da água ocorre quando água com alta e baixa salinidade (haloclina), ou água quente e fria (termoclina) formam camadas que actuam como barreiras à miscibilidade da água (qualidade de miscível, isto é, que pode ser misturada). A termoclina corresponde a uma variação brusca de temperatura a uma determinada profundidade de um corpo de água. Em baixas e médias latitudes, debaixo da camada superficial do mar, encontra-se uma camada com máximo diminuição de temperatura por unidade de profundidade, que é chamado termoclina. Nas regiões de alta latitude como as regiões polares o mar não têm nenhuma estratificação térmica, fria, o que permite a fácil mistura entre as águas superficiais e as águas profundas. Na oceanografia, a haloclina é um intervalo da coluna de água em que a salinidade da água muda rapidamente com a profundidade. Ela designa um forte gradiente vertical da salinidade. Ela pode ser permanente, como é a que ocorre na foz de um rio, ou transitória, como a que se produz depois uma forte chuvada no mar. Como a salinidade afecta a densidade da água do mar, ela exerce, por exemplo, um papel importante na estratificação vertical da água. Um aumento da salinidade de 1 kg/m³ cria um aumento de densidade de cerca de 0,7 kg/m³. Nas áreas de latitude média, quando há um excesso de evaporação, em relação a precipitação, a água superficial fica mais salgada do que água profunda. Nestas regiões, a estratificação vertical é sobretudo motivada pela diferença de temperatura entre as águas superficiais, que são mais quentes, e as águas profundas mais frias. O processo de formação de águas densas está, principalmente, ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo, geralmente as correntes termohalinas originam-se em altas latitudes*. Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direcção do equador. As correntes turbidítica são correntes de densidade subaquosas e turbulentas, nas quais a diferença de densidade é causada por sedimentos em suspensão, uma vez que elas transportam os grãos, numa solução composta de água e sedimentos dispersos, que são mantidos em suspensão devido à turbulência. A termoclina é um horizonte, relativamente, pouco espesso, mas muito característico quer dos oceanos, quer dos lagos ou mesmo da atmosfera, no qual a temperatura muda muito mais, rapidamente, em profundidade do que o que acontece nos horizontes sobrejacentes e subjacentes. No oceano, a termoclina separa os horizontes superiores, onde a água é muito misturada e agitada, dos horizontes inferiores profundos, onde a água está quase em repouso. A circulação haloclina diz respeito à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de salinidade das águas dos oceanos **. En função das estações do ano, latitude e turbulência criada pelos ventos, a termoclina pode ser semipermanente ou mudar muito de espessura e profundidade. A termoclina tem uma grande importância na distribuição dos organismos aquáticos, ela funciona como uma barreira para estes, uma vez que as mudanças de temperatura da água implicam em alterações na densidade, viscosidade, pressão, solubilidade e oxigénio, que por sua vez podem influenciar na flutuabilidade, locomoção e respiração dos organismos. Esta figura ilustra a estratificação térmica da água do lago Biwa no Japão. No verão, o gradiente (taxa de variação de uma grandeza física em função da distância ou do tempo) de temperatura muda, muito bruscamente, entre a água quente, da superfície, e a água fria subjacente. A barreira entre estes dois níveis, isto é, a termoclina, corresponde, neste exemplo, a um horizonte (azul claro), cuja espessura é de, mais ou menos, 10 metros, e cuja profundidade é de 15 metros na parte Sul do lago e cerca de 30 metros na parte Norte. Neste lago, além das ondas de superfície, que muitas vezes são tão altas como as onda do mar, a termoclina propaga-se como uma grande onda através do lago.

(*) A circulação termohalina ou termossalina refere-se à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de densidade das águas dos oceanos devido a variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao arrefecimento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação ou ainda à formação de gelo e consequente aumento de salinidade das águas vizinhas. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Circulação_termohalina).

(**) A velocidade destas correntes é muito pequena. Ela é cerca de 1 cm/s. Utilizando o conceito de tempo de residência, que é o tempo médio que uma dada substância (água profunda, neste caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, podem ser necessários cerca de 500 a 1000 anos para repor toda a água profunda do Oceano Atlântico, por exemplo.

Estratificação (sedimentos)............................................................................................................................................................................Stratification

Stratification (sédiments) / Estratificación (sedimentos) / Stratifizierung (Sediment) / 分层（沙） / Слоистость (осадка) / Stratificazione (sedimento) /

Acumulação ou disposição dos sedimentos em estratos ou camadas, lâminas, lentes ou cunhas.

Ver: « Estrato »
&
« Turbiditos »
&
« Lei de Steno »

Como ilustrado nestas fotografias do rio Ardèche, em França, de num leixão de DunBriste*, na costa da Irlanda, e dos turbiditos do onshore de Espanha (Pirenéus), a estratificação dos sedimentos é a sobreposição vertical de um conjunto de estratos, isto é, de níveis de rochas com características internas consistentes, que as distinguem dos níveis contíguos. Os sedimentos clásticos são depositados em horizontes, mais ou menos, horizontais chamados estratos ou camadas. Esta disposição resulta da tendência que tem a água e, também, o vento, de espalhar sedimentos do mesmo tipo em níveis, relativamente, finos sobre uma grande área e durante um período com condições ambientais semelhantes. Quando as condições ambientais mudam no sítio de deposição várias coisas podem acontecer: (i) Diferentes tipos de sedimentos podem ser depositados no topo do nível anterior ; (ii) Pode haver um período de tempo durante o qual os sedimentos não se depositam (hiato) ; (iii) O nível original poder ser erodido, etc. De qualquer maneira, como o ambiente de deposição é o mesmo, o tipo de sedimentos depositados tende a ser mais semelhante dentro do mesmo nível do que em dois níveis diferentes. Os sedimentos têm tendência a ser mais semelhantes dentro da mesma camada que em camadas diferentes. Todavia, a continuidade lateral tem limites. Uma camada particular pode ser, relativamente, fina e biselar-se (desaparecer lateralmente), sem deixar nenhum registo particular do tempo de deposição na região do biselamento. O tipo de sedimento, que caracteriza uma camada pode mudar, lateralmente, de maneira gradual, em outro tipo dentro do mesmo nível, o que sugere que o ambiente de deposição, também, pode mudar, lateralmente, de maneira gradual. Determinadas combinações de ambientes sedimentares favorecem descontinuidades abruptas dos níveis sedimentares do mesmo tipo. As areias e argilitos depositadas por um rio são, em geral, descontínuas, devido aos repetitivos períodos de cheias. Outros ambientes sedimentares são mais propícios à continuidade das camadas. Os argilitos pelágicos depositados nas partes profundas das bacias exibem uma grande continuidade lateral. De qualquer maneira e em qualquer ambiente sedimentar, a estratificação caracteriza sempre uma continuidade lateral muito maior que vertical. Laminação e estratificação não são sinónimos. A laminação é uma sucessão, a pequena escala, de finos horizontes (chamados lâminas), que ocorre nas rochas sedimentares. A laminação é, normalmente, mais pequena e menos pronunciada do que a estratificação. As laminações são, muitas vezes, consideradas como estruturas planares de um centímetro ou menos de espessura, enquanto que as camadas (estratificação) são maiores do que um centímetro. Todavia, estruturas de alguns milímetros a vários centímetros têm sido descritos como lâminas. Uma rocha sedimentar pode ter ambas, lâminas e camadas. Nas linhas sísmica, como a resolução é da ordem de duas ou três dezenas de metros, é evidente que os reflectores não corresponde a estratos, mas a interfaces entre intervalos sedimentares de espessura significativa com impedâncias acústicas diferentes. Assim a estratificação observada nas linhas sísmicas que muitos geocientistas chamam estratificação sísmica tem muito pouco a ver com a estratificação dos sedimentos descrita previamente. Igualmente, sobre este assunto, não se pode esquecer que para haver deposição de sedimentos e estratificação tem que haver acomodação (espaço disponível para os sedimentos), a qual é criada por uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo ou paraciclo eustático). Todavia, durante uma ingressão marinha, que desloca para o continente a linha da costa com formação de uma superfície de ravinamento, não há deposição de sedimentos. A deposição dos sedimentos ocorre, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica) que sucede à subida do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca para o mar à medida que os sedimentos se depositam formando uma regressão sedimentar. Não esqueça que quando um geocientista dizer que há uma subida do nível do mar relativo, em geral, ele não está a referir-se a uma única ingressão, mas de uma sucessão de ingressões (em aceleração ou em desaceleração) sem descidas do nível do mar relativo entre elas.

(*) Os leixões na área de DunBriste são formados por sedimentos depositados durante o período Carbonífero Inferior, há cerca de 350 milhões de anos atrás, quando as temperaturas do mar em torno da Irlanda eram muito altas do que hoje. Estas estruturas erosiva estão na origem de uma série de lendas, entre as quais uma diz que chefe pagão, que vivia na região onde hoje se encontram os leixões, tendo-se recusado a converter-se ao cristianismo, São Patrício bateu no chão com seu báculo, dividindo em pedaço o promontório onde o chefe vivia.

Estratificação Cruzada............................................................................................................................................Zigzag Cross Bedding

Stratification entrecroisée / Estratificación cruzada, Hummocky / Zick - Zack- Kreuz Betten / 曲折交错层理 / Диагональная зигзагообразная слоистость / Zigzag croce stratificazione /

Quando os planos de estratificação inclinam em diferentes direcções, por vezes opostas, em camadas alternadas formando uma geometria em ziguezague ou em espinha de peixe (arenque).

Ver: « Estrato »
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Lâmina (lâminas) »

Uma estratificação cruzada designa um conjunto de camadas horizontais e inclinadas em canais de rios, de marés (espinha de peixe ou em "chevron"), nas frentes de deltas, em dunas, etc.,  que formam ângulos com camadas vizinhas correspondentes a mudanças de direcção de fluxo de água ou de vento. Assim pode dizer-se que uma estratificação cruzada é uma estrutura sedimentar, que pode ocorre em s ambientes sedimentares diversos na qual as camadas ou lâminas têm inclinações que fazem ângulos entre si, sem ter havido nenhum episódio de discordância. As diferentes inclinações dos planos sedimentares, devem-se, essencialmente, às variações nas direcções das correntes fluviais, marinhas ou do vento. Este tipo de sedimentação pode ocorrer nos canais fluviais, nas frentes dos deltas ou em dunas, onde os sedimentos mais comuns são areias. Nas secções paralelas à direcção das camadas, este tipo de estratificação é semelhante ao produzido por camadas que são invertidas de maneira alternada, como ilustrado nesta figura. Em secções perpendiculares à direcção das camadas a geometria é fusiforme. O critério mais importante para identificar este tipo de estratificação é o reconhecimento da migração para trás e para a frente dos planos de estratificação como ilustrado acima. Esta geometria pode reconhecer-se nas secções horizontais ou nos blocos tridimensionais construídos a partir das secções verticais. Este tipo de estratificação é produzido por camadas transversas onde o escoamento varia pouco, o que causa, que o lado menos inclinado tenha direcções opostas ao longo da migração das cristas. Estas estruturas indicam as direcções das paleocorrentes porque elas são depositadas em camadas transversais e, consequentemente, as inclinações das direcções das cavas indicam a direcção das paleocorrentes. O tamanho e uniformidade de formas de grãos assim como as formas de estratificações cruzada permitem determinar o tipo de ambiente geológico que deu origem às rochas onde eles ocorrem (http://sigep.cprm.gov.br/glossario/verbete/estratificacao_cruzada.htm): (i) As camadas e lâminas cruzadas de dunas atingem dimensões métricas a decamétricas, são em muitos pontos assimptóticas à base do conjunto de camadas cruzadas, apresentam grãos foscos (impacto entre os grãos pela força do vento) de tamanho de areia média bem seleccionados e arredondados ; (ii) As camadas cruzadas desenvolvidas em canais fluviais podem apresentar variações granulométricas acentuadas, de lamas (silte e argila) para fragmentos grosseiros conglomeráticos, grãos mais angulosos de areia, camadas mal definidas, estratificação cruzada métrica em diagonal se paralela ao fluxo do canal e formando cunhas ou "meia luas" truncadas (às vezes preenchidas por cascalho transformado em conglomerado de "cut and fill" ou seja de corte e preenchimento), se perpendicular ; (iii) A estratificação cruzada de canais de praias de maré pode ser semelhantes à fluvial, mas a granulação (areia fina a média), geralmente, é melhorar seleccionada. Uma estratificação cruzadas do tipo espinhas de arenque ou em "chevron", é normalmente interpretada como formada em associação com as correntes de maré: (i) O lado menos inclinado em associação com a maré ascendente (enchente) ; (ii) O outro lado, mais inclinado, com a maré descendente (vazante).

Estratificação Granocalibrada.............................................................................................................................Graded Bedding

Stratification granoclassée / Estratificación graduada / Graded Schichtung / 递变层理 / Ритмическая слоистость / Stratificazione graduata /

Tipo de estratificação na qual cada camada exibe uma gradual e progressiva mudança do tamanho das partículas. Normalmente, o material mais grosseiro deposita-se na base da camada e o mais fino no topo. Este tipo de estratificação forma-se, em geral, quando a velocidade da corrente que transporta os sedimentos diminui progressivamente como, por exemplo, numa corrente de turbidez (ou turbidítica).

Ver: « Turbiditos »
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Granulometria »

As camadas de arenito, por exemplo, têm, muitas vezes, uma estratificação granocalibrada como ilustrado nesta figura (direita). Este tipo de estratificação indica a base e o topo das camadas, particularmente, nas áreas em que as camadas foram encurtados, isto é, quando as rochas foram deformadas quer por dobras quer por falhas inversas. Muitas vezes, a posição das camadas sedimentares está invertida. É nestes casos, que a presença de uma estratificação granocalibrada é muito útil aos geocientistas, uma vez que ela permite verificar se as camadas estão, ou não, na sua posição original. Se os sedimentos mais grosseiros estão no topo das camadas e os mais finos na base, as camadas foram invertidas. Uma estratificação granocalibrada é, normalmente, explicada pelo descarregamento de uma certa quantidade de sedimentos, de tipos variados, num corpo de água relativamente calmo (lago ou mar). Isto acontece quando uma corrente entra dentro de um lago, mas também quando uma parte do talude continental desliza para as partes mais profundas da bacia ou mesmo quando um tsunami invade uma praia ou uma laguna. Quando a velocidade das correntes começa a diminuir, os clastos mais grosseiros são os primeiros a depositar-se (lei de Stokes, a qual é válida, unicamente, quando a densidade dos materiais transportados é idêntica), seguindo-se depois as partículas mais pequenas, à medida que velocidade da água é cada vez mais fraca e a água mais limpa. O exemplo típico deste tipo de estratificação é produzido pelas correntes de turbidez. Cada camada, que é depositada de maneira quase instantânea (em algumas horas), pode subdividir-se em vários intervalos, dos quais o primeiro é granocalibrado. Cada camada turbidítica é fossilizada por uma camada pelágica que, contrariamente, à turbidítica se deposita durante dezenas ou milhares de anos. Uma estratificação cruzada (certos geocientistas dizem entrecruzada) traduz sempre um ambiente de deposição energético, embora outros factores possam ser activos.

Estratificação Mamelonada (ondulada truncada).......................................Hummocky Stratification

Stratification Entrecroisée Bosselée / Montículos de estratificación cruzada / Hügelige Cross-Schichtung / 丘状交错层理 / Холмистая косая слоистость / Hummocky cross-stratificazion /

Estratificação ondulada cruzada (HCS "Hummocky Cross Stratification") característica das lâminas dos arenitos depositados nas plataformas continentais sobe a acção das ondas de tempestade.

Ver: « Configuração Clinoforme Mamelonada
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Ondulação de Praia Baixa »

A estratificação mamelonada ou estratificação ondulada truncada (HCS ou "Hummocky Cross Stratification*" em inglês) forma-se ao passagem das ondulações agradantes simétricas. Como estas ondas são simétricas e os escoamentos correspondem, sobretudo, a simples movimentos para trás e para a frente e não a escoamentos para jusante, a estratificação caracteriza-se por lâminas sedimentares, que preenchem as cristas e cavas, o que quer dizer, que as lâminas têm uma geometria convexa e côncava para cima. Quando as lâminas se amalgamam, este tipo de estratificação pode confundir-se com um estratificação oblíqua côncava* (também chamada estratificação oblíqua arqueada) ou TCS (do inglês "Trough Cross Stratification"), porque as lâminas convexas, para cima, são muitas vezes truncadas. A estratificação mamelonada forma-se na praia-baixa e plataforma continental pelas ondas do mar. Ela caracteriza um ambiente dominado pelas ondas. A estratificação cruzada tabular é induzida pela migração de ondulações assimétricas ou ondulações de forma linear. Uma estratificação oblíqua côncava ou arqueada "(TCS") é induzida pela migração de ondulações assimétricas ou dunas em forma de língua que têm uma crista sinuosa e uma forte forma tridimensional. As variações da estratificação mamelonada ou ondulada truncada ("HCS") dão informações muito importantes sobre a história da sedimentação e paleogeografia. Os elementos de diagnose são, não só a geometria antiforma e sinforma, mas também a inclinação das laminações (< 15°) e o ângulo de truncatura (< 15°). A estratificação mamelonada forma-se, sobretudo, nos siltes e areias finas. Embora o tamanho das laminações não seja característico, as concentrações de mica e restos de plantas, no topo das lâminas, indicam uma certa forma de triagem. As camadas com estratificação mamelonada têm espessuras muito variáveis, entre alguns centímetros e 5-6 metro. Contudo, os conjuntos de camadas podem atingir dezenas de metros. Este tipo de estratificação é, aparentemente, formado, em condições de mar calmo, principalmente, por uma redeposição pelas grandes ondas de areia fina proveniente da cheia dos rios, da erosão da praia-baixa e dos altos de areia. A deposição faz-se quer por decantação, quer por tracção lateral induzida pela oscilação das ondas. Debaixo de um escoamento oscilatório intenso, as grandes ondas do mar depositam areia sobre as superfícies erodidas e irregulares, mas também depositam areia em moldes, mais ou menos, circulares.

(*) Tipo de estratificação cruzada formada por uma combinação de um fluxo unidireccional com outro oscilatório. A sua origem  tem sido associada à acção das  ondas de tempestade, embora  certos geocientistas admitam que ela pode, igualmente, ser produzida por escoamentos gravitacionais associados a fortes inundações.

(**) Estratificação produzida pela migração do fluxo descendente de dunas em forma de lua em ambientes subaquático ou subaéreos.

Estratigrafia.............................................................................................................................................................................................................................Stratigraphy

Stratigraphie / Estratigrafía / Stratigraphie / 地层学 / Стратиграфия / Stratigrafia /

Ramo da geologia que estuda a disposição das rochas em camadas. Principalmente utilizada no estudo das rochas sedimentares e vulcânicas. A estratigrafia engloba várias subdivisões como a litostratigrafia, biostratigrafia, estratigrafia sísmica, estratigrafia sequencial, estratigrafia genética, etc.

Ver: « Estrato »
&
« Estratigrafia Sísmica »
&
« Idade Relativa »

O termo estratigrafia é a descrição de todos os corpos rochosos que formam a crusta da Terra e sua organização em unidades mapeáveis distintas e úteis, com base nas suas propriedades ou atributos intrínsecos, com vistas a estabelecer a sua distribuição e relações no espaço e sua sucessão no tempo, e para interpretar a história geológica. Assim, pode dizer-se que a estratigrafia tem três finalidades: (i) Determinar a idade das rochas a partir dos fósseis que elas contém ; (ii) Determinar o ambiente no qual as rochas se formaram, a partir das características físicas e químicas das rochas e dos seus fósseis ; (iii) Correlacionar os horizontes rochosos que ocorrem em diferentes regiões ou em continentes diferentes. Quando uma coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por discordâncias (superfície de erosão criadas por uma descida significativa do nível do mar relativo), a estratigrafia diz-se sequencial (Vail). Na estratigrafia sequencial, o nível de base (*) e seu comportamento controlam o padrão de empilhamento dos sedimentos. Acima do nível de base, erosão e transporte dominam, enquanto que debaixo do nível de base os sedimentos acumulam-se e ficam preservado. Nas bacias sedimentares conectadas com o mar, o nível de base é controlado pela combinação da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e pela tectónica (subsidência ou levantamento), enquanto nas bacias endorréicas (não conectadas com o mar), o clima e tectónica controlam as variações do nível de base. Por outras palavras: (i) Em períodos de nível de base alto, existe muito espaço para ser preenchido pelo sedimentos ; (ii) Em períodos de nível de base baixo é o contrário, há pouco espaço e por isso os sedimento preenchem facilmente a acomodação. As consequências dessas situações, mais ou menos, opostas são as transgressões e regressões sedimentares. No primeiro caso (nível de base alto ou aumentando), os sedimentos não chegam a distribuir-se por toda a bacia, ficando confinado nos ambientes continentais (rios, lagos) e junto à linha de costa. Se o nível de base continua a subir (aumentando o espaço disponível), a linha de costa retrai-se, progressivamente, registando-se uma transgressão marinha. No segundo caso (nível de base baixo ou descendo), o espaço disponível é, rapidamente, preenchido pelos sedimentos, e o contínuo acarreio sedimentar produz uma regressão sedimentar. Quando a coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por superfícies de base das progradações (uso da superfície de inundação máxima como limite) a estratigrafia diz-se genética. Para Galloway (1989), as margens das bacias sedimentares são caracterizadas por episódios repetitivos de progradação, pontuados por períodos de retrogradação. As unidades estratigráficas resultantes, geneticamente relacionadas, consistem em: 1) Sistemas deposicionais ; 2) Superfícies de não-deposição e 3) Espessos intervalos afectados pela tectónica de gravidade e pela resposta crustal a descontinuidades estruturais sindeposicionais produzidas pelo acarreio sedimentar. Estas unidades são limitadas por superfícies de hiato que registam a inundação marinha máxima da margem da bacia. A estratigrafia sequencial é, particularmente, utilizada pelos geocientistas que trabalham nas companhias petrolíferas, uma vez que as rochas reservatório potenciais terminam todas por biséis de agradação (costeiros ou marinhos) contra as discordâncias. A estratigrafia genética é muito útil para determinar a localização das rochas-mãe marinhas potenciais, mais prováveis, uma vez que elas estão associadas com o clímax das ingressões marinhas. A cronostratigrafia (tempo) baseia-se nas relações físicas entre as rochas, quer elas sejam determinadas no campo, registos eléctricos ou linhas sísmicas. Como nas linhas sísmicas a continuidade das interfaces ultrapassa, largamente, a continuidade observada no campo, elas são utilizadas para determinar a cronostratigrafia. Os intervalos estratigráficos de alta hierarquia, como os ciclos sequência, cortejos sedimentares e sistemas de deposição, podem ser individualizados no campo e, em condições favoráveis, nas linhas sísmicas. Os ciclos eustáticos, que induzem os ciclos estratigráficos, têm uma hierarquia típica. À escala dos registos eléctricos e da interpretação sísmica, os intervalos estratigráficos podem ser correlacionados para definir unidades sedimentares dentro de um certo espaço de tempo. As correlações cronostratigráficas (correlações tempo) contrastam com as correlações litológicas, as quais definem unidades rochosas depositadas em ambientes sedimentares semelhantes. As correlações eléctricas dos intervalos cronostratigráficos são dependente da continuidade e tipo de sedimentos dentro dos estratos. As correlações sísmicas são muito mais fiáveis do que as correlações dos registos eléctricos, mas a resolução da linhas sísmicas é muita mais fraca do que resolução dos registos eléctricos. Uma utilização simultânea da cronostratigrafia e litostratigrafia dá resultados excelentes sobretudo na compreensão dos hiatos geológicos.

(*) Não confundir nível de base com o nível relativo do mar, uma vez que o nível de base pode ser subaéreo.

Estratigrafia (objectivos)......................................................................................................................................................................................Stratigraphy

Stratigraphie (objectives) / Estratigrafía (objetivos) / Stratigraphie (Ziele) / 地层学 （目标） / Стратиграфия (цели) / Stratigrafia (obiettivi) /

A estratigrafia têm três objectivos principais: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação à outras e a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis e (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes.

Ver: « "Estratigrafia »
&
« Ambiente Sedimentar »
&
« Deposição (clásticos) »

Além dos objectivos principais da estratigrafia: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação às outras e das a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis ; (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes, na industria petrolífera, ela permite também: (a) Determinar as rochas mãe potenciais, isto é, as rochas ricas em matéria orgânica, que quando enterradas, suficientemente, podem gerar hidrocarbonetos ; (b) Determinar as rochas-reservatório mais prováveis, isto é, as rochas com uma porosidade e permeabilidade que permitam que elas armazenem hidrocarbonetos e, nesse caso, uma eventual extracção económica e (c) Determinar as rochas de cobertura, as quais podem fechar vertical (armadilhas estruturais) ou lateralmente as rochas-reservatório (armadilhas não-estruturais, quer elas sejam morfológicas ou morfológicas por justaposição*). A determinação das rochas-mães potenciais é mais fácil na estratigrafia genética, na qual os diferentes pacotes sedimentares são limitados pelas superfícies da base das progradações, o que quer dizer que a estratigrafia genética divide a coluna estratigráfica em ciclos transgressões-regressão sedimentares. Dentro de um ciclo-sequência, isto é, particularmente, verdadeiro a montante do rebordo continental (limite entre o talude e a plataforma continental), onde os ciclos-sequência são, unicamente, constituídos pelo intervalo transgressivo (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e o prisma de nível alto (ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez mais importantes), uma vez que, globalmente, o grupo de cortejos de nível baixo (cones submarinos de bacia, cones submarinos de talude e prisma de nível baixo) são regressivos (quando os cones submarinos de bacia não sejam muito desenvolvidos). As rochas-mãe marinhas potenciais estão, em geral, associadas às interfaces entre as transgressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas ou paraciclos eustáticos cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e as regressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas ou subidas do nível do mar relativo em desaceleração e regressões sedimentares cada vez mais importantes) ou seja, associadas a superfícies de base das progradações. Lembramos que uma transgressão marinha é uma subida do nível do mar (relativo ou eustático) que desloca a linha da costa para o continente, com formação de uma pequena superfície de ravinamento na topografia pré-existente, mas sem que haja deposição. Isto quer dizer que uma transgressão marinha aumenta ou cria espaço disponível para a deposição, a qual ocorre, unicamente, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo no mar, que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica), que ocorre depois da ingressão marinha. As rochas reservatório determinam-se mais, facilmente, com a estratigrafia sequencial, a qual subdivide a coluna estratigráfica em pacotes sedimentares separados por discordância, isto é, por superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo. Todas as rochas reservatório potenciais, quer elas sejam depositadas em condições geológicas de nível baixo ou alto do mar se biselam contra as discordâncias, quer por biséis de agradação marinhos (para as rochas reservatório associadas com os cones submarinos de bacia e talude) quer por biséis de agradação costeiros (para as rochas-reservatório do prisma de nível baixo, intervalo transgressivo e prisma de nível alto). A localização das rochas-de-cobertura é mais difícil, uma vez, que ela requere uma análise estratigráfica ao nível hierárquico dos paraciclos sequências, que se depositam durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático ou, por outras palavras, depois de cada acréscimo da subida do nível do mar relativo) que formam os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares de um ciclo sequência. Note que durante uma subida do nível do mar relativo pode haver várias ingressões marinhas, mas entre elas não há nenhuma descida do nível do mar relativo.

(*) As armadilhas morfológicas por justaposição correspondem ao que muitos geocientistas chamam, de maneira errónea, armadilhas contra falha, esquecendo-se que uma falha num pode criar uma armadilha. Tudo que uma falha pode fazer é de pôr em justaposição intervalos rochosos com diferentes pressões de deslocamento, o que pode desenvolver uma armadilha por justaposição se as condições geométricas forem apropriadas.

Estratigrafia (sistemas descendentes).......................................................................................Foreshortened Stratigraphy

Stratigraphie (systèmes descendants) / Estratigrafía (sistemas descendentes) / Verkürzt Stratigraphie/ 按透视地层 / Стратиграфия (в ракурсе) / Stratigrafia scorciata, Stratigrafia (sistemi verso il basso) /

Estudo dos paraciclos-sequência quando a sua espessura é, consideravelmente, mais pequena do que as estimações biostratigráficas da profundidade de água. Os sistemas descendentes ou de bordadura existem apenas numa regressão forçada.

Ver: « Cortejo Sedimentar Descendente »
&
« Biostratigrafia »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Na estratigrafia sequencial, isto é, quando a coluna estratigráfica é subdividida em pacotes sedimentares limitados por discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas do nível do mar relativo), dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, o qual é induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3/5 My, reconhecem-se, normalmente, dois grandes grupos de cortejos sedimentares. De baixo para cima: (i) Grupo de Cortejos de Nível Baixo (CNB), formado pelos seguintes subgrupos : a) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; b) Cones Submarinos de Talude (CST) e c) Prisma de Nível Baixo (PNB) e (ii) Grupo de Cortejos de Nível Alto, o qual é formado por dois subgrupos. O subgrupo inferior é o Intervalo Transgressivo (IT), e o superior é o Prisma de Nível Alto (PNA). Quando o nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo no mar, que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica) começa a descer e, particularmente, durante uma regressão forçada, depositam-se, igualmente, cortejos sedimentares descendentes (CSD) que formam o Prisma de Bordadura de Bacia (PBB). No modelo proposto por Vail, com o qual nem todos os geocientistas estão de acordo, os cortejos sedimentares descendentes depositam-se encima de uma discordância do tipo II. Para P. Vail, os cortejos sedimentares descendentes depositam-se em associação com uma pequena descida do nível do mar relativo, que não pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, o qual em geral coincide com a linha da costa, e por conseguinte, as condições geológicas continuam a ser de nível alto do mar. Estes cortejos sedimentares correspondem à parte terminal do ciclo sequência e depositam-se em associação com: (a) Uma incisão fluvial na planície costeira ; (b) Uma progressiva exposição subaérea ; (c) Um trânsito sedimentar no talude continental e formação de canhões submarinos. Pode dizer-se, que num cortejo sedimentar descendente há: (1) Poucos microfósseis ; (2) Valores altos de δ¹⁸O*, que sugerem condições geológicas, provavelmente, de baixo nível do mar (descida do nível do mar absoluto induzida por glaciações); (3) Erosão no onshore ; (4) Ausência de deposição na planície costeira ; (5) Adelgaçamento das progradações para jusante e (6) Uma estratigrafia reduzida ("shortened stratigraphy" dos autores anglo-saxões), o que quer dizer que a espessura (sem compactação) das secções estratigráficas batidecrescentes é menor do que a diferença de paleoprofundidade de água entre a base e o topo, e na qual um processo de regressão forçada está quase sempre presente. Para P. Vail, o limite do ciclo sequência deve ser colocado debaixo dos depósitos de regressão forçada, enquanto que para outros, como Miall, ele deve ser colocado por cima. Teoricamente, o limite superior do ciclo sequência é fácil de reconhecer nos ambiente não marinhos, onde ele é representado por uma discordância de erosão. Todavia, mesmo neste caso, ele é difícil de o distinguir das outras superfícies de erosão, como a criada por incisão autogénica de um curso de água. Como num sistema regressivo forçado, o problema é de localizar o limite superior do ciclo sequência. Foi sugerido que um tal limite representa o começo da descida do nível do mar relativo (ver Regressão Forçada). Lembremos que na estratigrafia sequencial, dentro de um ciclo sequência: (i) Acima do nível de base de deposição há erosão e transporte, enquanto que debaixo há acumulação e preservação dos sedimentos ; (ii) Nas bacias sedimentares conectadas com o mar, o nível de base é controlado pela combinação variações do nível do mar absoluto ou eustático e pela tectónica, enquanto nas bacias endorréicas, é o clima e a tectónica que controlam as variações do nível de base ; (iii) Quando o nível de base é alto, quer ele corresponda ao nível do mar relativo ou não, há muito espaço para ser preenchido, enquanto que ele é baixo, há pouco espaço que é facilmente preenchido pelos sedimentos ; (iv) Quando nível de base é alto ou aumenta, os sedimentos não se distribuem por toda a bacia, mas ficam confinados nos ambientes continentais e junto à linha de costa e se ele continua a subir (aumentando a acomodação), a linha de costa vai se retrogradar, pouco a pouco, criando transgressões marinhas que enfatizam a inundação marinha máxima do ciclo sequência ; (v) Quando o nível de base é baixo ou desce, a acomodação é, rapidamente, preenchida e um acarreio sedimentar contínuo produzindo uma regressão sedimentar ; (vi) Nas bacias conectadas ao mar, quando o nível de base de deposição desce de maneira significativa, devido a uma descida do nível do mar relativo, há exumação e erosão das áreas outrora costeiras e marinhas com um possível deslocamento para o mar dos sistemas parálicos (“regressão forçada”), se a descida do nível do mar relativo não é muito importante, antes que se forme uma discordância (superfície de erosão), que limita um novo ciclo sequência, materializada, no sector proximal da bacia, pela superposição de sedimentos continentais sobre os sedimentos depositados anteriormente e no sector profundo d bacia por sistemas de deposição turbidíticos.

(*) A evaporação e a condensação da água são os dois processos que mais influenciam na razão dos isótopos de oxigénio na água. Moléculas de água que contêm oxigénio leve (δ¹⁶O) tendem a evaporar mais facilmente que a água pesada (δ¹⁸O). Ao mesmo tempo, vapor de água pesada (δ¹⁸O) tende a se condensar mais facilmente: Numa fase interglaciária: (i) A água que se evapora do oceano é mais pobre em δ¹⁸O  que a  água do mar, a qual se enriquece em δ¹⁸O ; (ii) A água condensada mais a água das precipitações (sobre o mar ou sobre a terra) é mais rica em δ¹⁸O do que o vapor de água que se empobrece cada vez mais em δ¹⁸O ; (iii) A relação δ¹⁸O/δ¹⁸O da água do mar é constante, uma vez que toda a água evaporada volta par o mar. Durante as épocas glaciárias: (i) A água evaporada empobrece em δ¹⁸O e a água do mar torna-se mais rica em δ¹⁸O ; (ii) A água condensada, mais a precipitada é mais rica em δ¹⁸O do que o vapor de água que se empobrece cada vez mais em δ¹⁸O ; (iii) A água empobrecida em δ¹⁸O é armazenada sob a forma de gelo ; (iv) A água do mar enriquece-se em δ¹⁸O, uma vez que mais há gelo, mais o δ¹⁸O  da água do mar é grande. há de gelo, uma vez que o gelo. Por outras palavras, altos valores de δ¹⁸O na água do mar e baixos valores no gelo indicam a ocorrência de épocas glaciária (temperaturas baixas) e, consequentemente, descidas do nível do mar absoluto ou eustático. Indicações de δ¹⁸O baixos na água do mar indicam temperaturas maiores, o que implica uma menor cobertura de gelo global e águas menos salinas e uma subida do nível do mar absoluto. Isto acontece porque o vapor de água mais pesado condensa primeiro e depois é seguido por grande quantidade de precipitação leve que chega aos oceanos via escoamento das bacias hidrográficas para o mar, produzindo um efeito de diluição. Os cientistas associam o baixos valores de δ¹⁸O na água do mar, com fortes  acarreios de água doce, o que à escala global sugere temperaturas mais elevadas.

Estratigrafia Genética...................................................................................................................................................Genetic Stratigraphy

Stratigraphie génétique / Estratigrafía genética / Genetische Stratigraphie / 遗传地层 / Генетическая стратиграфия / Stratigrafia genetica /

Estratigrafia baseada na identificação, a través do tempo, dos: (i) Deslocamentos da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) ; (ii) Da posição do rebordo da bacia e (iii) Das superfícies basais de progradação. Neste tipo de estratigrafia, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares são as superfícies basais de progradação, que na estratigrafia sequencial, dentro de um ciclo sequência, separam o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA). A estratigrafia genética e sequencial são complementares. Ambas são holísticas e globais. A complementaridade é importante, sobretudo, na exploração petrolífera, na qual as predições das rochas mãe (estratigrafia genética) e das rochas reservatório (estratigrafia sequencial) potenciais são primordiais.

Ver: "Estratigrafia »
&
« Estratigrafia Sequencial »
&
« Discordâncias (ciclos estratigráficos) »

Quando a coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por superfícies de base das progradações, ou seja, quando as superfícies de inundação máxima são tomadas como os limites entre os intervalos sedimentares, a estratigrafia diz-se genética. Esta estratigrafia foi proposta por W. Galloway (1989) para quem: (i) As margens das bacias sedimentares são caracterizadas por episódios repetitivos de progradação (deslocamento da linha da costa para o mar), pontuados por períodos de retrogradação (deslocamento da linha da costa para o continente) ; (ii) As unidades estratigráficas resultantes (regressões sedimentares e transgressões sedimentares) são, geneticamente, relacionadas e formadas por sistemas deposicionais, superfícies sem deposição (superfícies de base das progradações) e espessos intervalos afectados pela tectónica de gravidade (depósitos turbidíticos) ; (iii) Estas unidades são limitadas por superfícies de hiato que registam a inundação marinha máxima da margem da bacia. Por outras palavras, na estratigráfica genética usam-se as superfícies de inundação máxima (superfícies de base das progradações) para subdividir a coluna sedimentar. Dentro dos ciclos-sequência da estratigrafia sequencial, as superfícies de inundação máxima localizam-se entre o intervalos transgressivos (IT) e os prismas de nível alto (PNA). A importância destas superfícies é, sobretudo, devida à facilidade com que elas podem ser identificadas e mapeadas, particularmente, nos dados sísmicos. Todavia, como sublinhado por vários geocientistas ao contrário das discordâncias, as superfícies de base das progradações, que enfatizam as superfícies de inundação máxima, são diacrónicas e os intervalos por elas definidos podem ser cortados por discordância subaéreas. Além da estratigrafia genética e sequencial, certos geocientistas utilizam uma estratigrafia em transgressões sedimentares (que colectivamente são o conjunto de ingressões marinhas cada vez importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e regressões sedimentares que correspondem, na realidade, ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez maiores). Nesta estratigrafia, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares são superfícies complexas que incluem discordâncias e/ou superfícies de base das progradações e as superfícies de máxima regressão. Foi mesmo sugerido que a estratigrafia em transgressões/regressões sedimentares é mais útil que a estratigrafia sequencial e genética, uma vez que as paraconformidades correlativas da estratigrafia sequencial (limite em água profunda dos ciclos-sequência) são substituídas pelas partes marinhas da superfície de regressão máxima, a qual tem a vantagem de se reconhecer, facilmente, nos ambientes marinhos pouco profundos. O problema com esta estratigrafia é que as porções não-marinhas e marinhas dos limites de tais pacotes sedimentares (discordâncias e superfícies de máxima regressão, respectivamente) são potencialmente diacrónicas e podem, também, ser misturados com as superfícies ravinamento. A tentativa de interpretação geológica de um autotraço de detalhe de uma linha sísmica do offshore do sul da Noruega ilustrada nesta figura, foi feita com uma abordagem sequencial, genética e em transgressões / regressões sedimentares. As discordâncias SB. 55 Ma, SB. 49,5 Ma, SB. 39.5 Ma, SB. 30 Ma e SB. 21 Ma, que limitam subciclos de invasão continental (induzidos por ciclos eustáticos de 2^a ordem) foram reconhecidas. Dentro de cada um destes subciclos foram identificados os pacotes transgressivos (coloridos em verde), caracterizados por um geometria, globalmente, retrogradante e os pacotes regressivos (em laranja), que têm uma configuração interna progradante. Os pacotes transgressivos*, depositaram-se em condições geológicas de nível alto. Ao invés, os pacotes regressivos considerados, embora correspondam sempre a prismas sedimentares progradantes, eles podem ser depósitos de nível alto ou de nível baixo do mar. Os limites entre os pacotes transgressivos e regressivos correspondem a superfícies de base das progradações, enquanto que os limites entre os pacotes regressivos e os transgressivos correspondem, em geral, a superfícies de inundação.

(*) Um pacote transgressivo corresponde um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo-sequência ou seja, ao subgrupo inferior do grupo de cortejos sedimentares de nível alto de um ciclo-sequência.