Fóssil..........................................................................................................................................................................................................................................................................................Fossil

Fossille / Fósil / Fossil / 化石 / Ископаемое (окаменелость) / Fossile /

Vestígio ou evidência de vida no passado, como, por exemplo, ossos, conchas, moldes, impressões ou pistas.

Ver: « Idade Relativa »
&
« Fóssil Característico »
&
« Tempo Geológico »

Como todo o geocientista sabe, os fósseis são traços ou restos de animais ou plantas, ou outros organismos, que ocuparam a superfície da terra. As trilobites são, certamente, os fósseis através dos quais a grande maioria dos estudantes de geologia descobriu a Paleontologia. As trilobites, como, por o exemplo, a ilustrada nesta figura (Conocoryphe Sulzeri Soundbooth), são, talvez, depois dos Dinossauros, os fósseis mais conhecidos do grande público. As trilobites são artrópodes (animais invertebrados, que possuem apêndices articulados, corpos segmentados e esqueletos rígidos) extintos que formam a classe Trilobita. Existem mais de 1500 géneros e mais de 17000 espécies de trilobites. Elas apareceram no Câmbrico Inicial e desenvolveram-se durante todo o Paleozóico Inferior antes de começarem um longo declínio. Elas extinguiram-se durante Devónico Tardio (excepção feita às trilobites da ordem Proetida, que desapareceram no fim do Devónico). Pode dizer-se, que todas as trilobites desapareceram em associação como o que os geocientistas chamam a extinção Pérmica, que ocorreu cerca de 250 milhões de anos atrás. O tamanho das trilobites varia entre 1 mm até quase 1 metro (72 cm para a maior trilobite encontrada até hoje no mundo Isotelus rex). O esqueleto externo de uma trilobite era composto, principalmente, por minerais, à base de fosfato de cálcio, dispersados numa matriz de quitina. De baixo para cima, o esqueleto podia dividir-se em três partes (como ilustrado acima): (i) Cefalão, composto de dois segmentos pré-orais e um pós-oral, resultante da fusão de quatro elementos ; (ii) Tórax, composto de segmentos articulados, que permitiam o enrolamento do animal para se proteger dos predadores e (iii) Pigídio, composto pelos últimos segmentos que, normalmente, estão amalgamados com o telsão (barbatana existente na extremidade do abdómen). Lateralmente, três elementos são sempre bem visíveis: (a) Lóbulo Central ; (b) Lóbulo Pleural Esquerdo e (c) Lóbulo Pleural Direito. A maior parte das trilobites vivia no fundo do mar das plataformas continentais. As pistas deixadas pelo seu deslocamento das trilobites, que muitas vezes estão muito bem conservadas, são as Cruzianas.

Fóssil Característico..............................................................................................................................................................................................Index Fossil

Fossile caractéristique / Fósil característico / Leitfossil / 指準化石 / Руководящие ископаемые / Fossile guida /

Fóssil que identifica e data uma camada, na qual ele é, tipicamente, encontrado. Um fóssil característico deve ter uma larga distribuição espacial, mesmo global e ser restrito a um intervalo estratigráfico pouco espesso e de curta duração. Estes fósseis ajudam os geocientistas a datar outros fósseis encontrados na mesma camada sedimentar. Quando se encontra um fóssil de uma idade desconhecida próximo de um fóssil de uma idade conhecida, pode assumir-se que as duas espécies coabitaram na mesma época. Sinónimo de Fóssil Guia.

Ver: « Idade Relativa »
&
« Fóssil »
&
« Tempo Geológico »

As trilobites foram muito comuns durante a Era Paleozóica, entre 540 e 245 milhões de anos atrás. Metade dos fósseis do Paleozóico são trilobites, as quais se extinguiram durante o período Pérmico Tardio (cerca de 248 milhões de anos atrás). Uma excepção tem que ser tomada em linha de conta, uma vez que as trilobites da ordem Proetida desapareceram no fim do Devónico. A trilobite ilustrada nesta figura é da espécie Asaphiscus wheeleri, que é característica do Câmbrico. Os argilitos de Wheeler formam os famosos afloramentos fossilíferos de idade Câmbrica (mais ou menos 507 Ma) do Oeste Utah (EUA) onde esta espécie se encontra muito bem representada. Organismos com corpo macio também se encontram neste afloramento (como, por exemplo, Naraoia, Wiwaxia e Hallucigenia) com um tipo de conservação (película carbonatada) que, normalmente, se encontra nos famosos argilitos de Burgess (uma dos mais célebres afloramentos fossilíferos, que é famoso pela preservação excepcional dos fósseis do Câmbrico Médio). Juntamente com a formação Marium e a formação Weeks (inferior), os argilitos de Wheeler formam um afloramento de rochas argilosas e calcários de cerca de 600 metros, o qual constitui um dos mais espessos e fossilíferos afloramentos do Câmbrico Médio dos EUA. Entre outros fósseis característicos podem citar-se: (i) Inoceramus labiatus (Inoceramos do Cretácico), fóssil guia ou característico par o Turoniano Inicial ; (ii) Tetragraptus fructicosus (Trilobite do Ordovícico) ; (iii) Leptodus americanus (Cefalópode do Pérmico) ; (iv) Cacotocrinus multibrachiattus (Parafusilina do Mississipiano) ; (v) Hexamoceras hertzei (Amonite do Silúrico) ; (vi) Viviparus Glacialis (Molusco do Pleistocénico Inicial), etc. Note que em Paleontologia (ciência que estuda a vida do passado da Terra e o seu desenvolvimento ao longo do tempo geológico, bem como os processos de integração da informação biológica no registro geológico, isto é, a formação dos fósseis) cada espécie fóssil (nenhuma definição satisfaz a todos os geocientistas, todavia eles sabem, vagamente, o que eles querem dizer quando falam de uma espécie) tem um período de existência próprio. Normalmente, não é possível determinar a idade exacta de um intervalo sedimentar, como a de um ciclo sequência, com um único fóssil. É necessário estudar uma associação de fósseis (uma tafocenose). Efectivamente, uma determinação, mais ou menos, exacta da posição de um intervalo sedimentar na escala estratigráfica, na base dos seus fósseis, pode ser feita pelo estudo da sua tafocenose, procurando o nível compatível com a ocorrência conjunta de todas as espécies presentes, isto é, com uma biozona (unidade de base que corresponde a um conjunto de estratos que se distinguem pela presença de uma espécie ou um conjunto de fósseis característicos. Como ilustrado nesta figura, as trilobites viveram num período de tempo que é muito diferente do das amonites e belemenites. As amonites são moluscos com uma concha particionada que pode ter tamanhos e formas diferentes. A maior parte das conchas tem a forma de um chifre de carneiro semelhante aos chifres que adornam a representação do deus Júpiter Ammon (divindade greco/egípcia que combina as características do deus egípcio Amon e o deus grego Zeus) e daí o seu nome (http://sef.xena.ad/lcf/brian/ammonites /ammonites.htm). As belemenites são cefalópodes (como as lulas e os polvos), que viveram no Jurássico e Cretácico. Os fósseis de belemenites inteiras são extremamente raros, uma vez que as partes moles fossilizam muito mal. Todavia, fósseis da parte dura, ou seja, do rosto ("dedo do diabo" ou "bala de fuzil”), que representa cerca de 1/5 do tamanho do animal e que pode atingir 30 cm de comprimento, encontram-se facilmente (http://science-nature.e-monsite.com/pages/quelques-fossiles.html). Durante sua evolução as amonites, que têm tentáculos como polvos e se parecem com as lulas, sofreram transformações que permitem datar ambientes marinhos. As amonites viveram na era Mesozóica, elas apareceram há cerca de 380 milhões anos (Devónico) e desapareceram com os dinossauros do Cretácico (há mais de 68 milhões de anos). Assim quando um geocientista encontra no campo um fóssil de uma trilobite, ele considera que a rocha se depositou no Paleozóico, uma vez que não há trilobites depois do fim do Paleozóico. Se um geocientista encontra uma rocha com um rosto de uma belemenite, ele considera que a rocha se depositou no Mesozóico e muito provavelmente no Cretácico ou no Jurássico. Da mesma maneira se ele encontra uma rocha com um fóssil de um amonite, imediatamente ele exclui que a rocha se tenha depositado no Terciário, uma vez que não houve amonites depois do Mesozóico. As trilobites foram muito comuns durante a Era Paleozóica, entre 540 e 245 milhões de anos atrás. Metade dos fósseis do Paleozóico são trilobites, as quais se extinguiram durante o período Pérmico Tardio (cerca de 248 milhões de anos atrás). Uma excepção tem que ser tomada em linha de conta, uma vez que as trilobites da ordem Proetida desapareceram no fim do Devónico. A trilobite ilustrada nesta figura é da espécie Asaphiscus wheeleri, que é característica do Câmbrico. Os argilitos de Wheeler formam os famosos afloramentos fossilíferos de idade Câmbrica (mais ou menos 507 Ma) do oeste Utah (EUA) onde esta espécie se encontra muito bem representada. Organismos com corpo macio também se encontram neste afloramento (como por exemplo, Naraoia, Wiwaxia e Hallucigenia) com um tipo de conservação (película carbonatada) que, normalmente, se encontra nos famosos argilitos de Burgess (uma dos mais celebres afloramentos fossilíferos, que é famoso pela preservação excepcional dos fósseis do Câmbrico Médio). Juntamente com a formação Marium e a formação Weeks (inferior), os argilitos de Wheeler formam um afloramento de rochas argilosas e calcários de cerca de 600 metros, o qual constitui um dos mais espessos e fossilíferos afloramentos do Câmbrico Médio dos EUA. Entre outros fósseis característicos podem citar-se : (i) Inoceramus labiatus (Inoceramos do Cretácico) ; (ii) Tetragraptus fructicosus (Trilobite do Ordovícico) ; (iii) Leptodus americanus (Cefalópode do Pérmico) ; (iv) Cacotocrinus multibrachiattus (Parafusilina do Missisipiano) ; (v) Hexamoceras hertzei (Ammonite do Silúrico) ; (vi) Viviparus Glacialis (Molusco do Pleistocénico Inicial), etc.

Fóssil Geoquímico (biomarcador).................................................................................................................................Geochemical Fossil

Fossile géochimique / Fósil geoquímico / Geochemische Fossilen / 地球化学化石 / Геохимическое ископаемое / Fossile geochimica /

Substância utilizada como um indicador de um estado biológico. Um fóssil geoquímico, também conhecido como biomarcador, pode ser qualquer tipo de molécula que indica a existência actual ou no passado geológico de organismos vivos. Os fósseis geoquímicos são muito utilizados na compreensão da geração do petróleo.

Ver : « Estratigrafia Isotópica »
&
« Correlação »
&
« Fóssil »

O termo fóssil químico foi utilizado pela primeira vez por G. Eglinton (1976 - Chemical fossils: a combined organic geochemical and environmental approach. Pure Appl. Chem., 34: 611-631), para designar os compostos orgânicos que resistem a destruição parcial das suas estruturas originais pelo processos biogeoquímicos, uma vez que devido a eficiência da remineralização da matéria orgânica, poucas moléculas conservam sua estrutura inteira intacta ou mesmo seu esqueleto carbônico original. Após o trabalho pioneiro de A. E. Treibs com as porfirinas (Treibs, A. E., 1936 “Chlorophyll - und Häminderivate in organischen Mineralstoffen". Angew. Chem. 49: 682–686. doi:10.1002/ange.19360493803) com as porfirinas, a identificação de novos marcadores foi possível graças à cromatografia em fase gasosa devido à separação de misturas complexas de compostos orgânicos em matrizes naturais. Mais tarde, o acoplamento da cromatografia de gás à espectrometria de massa, facilitou identificação de inúmeros novos marcadores moleculares (https://static. danilorvieira.com/disciplinas/iof0254/aula7.ppt). Uma vez alcançadas as condições requisitadas, os petróleos são expulsos das rochas geradoras (rochas-mãe) e deslocam-se até as armadilhas aonde se vão alojar. Na sua migração, durante e após armazenamento, os petróleos podem sofrer alterações (processos secundários) que mudam as suas características e afectam sua qualidade comercial. Em certas bacias, constata-se a existência de processos de biodegradação (processo de decomposição de materiais, sobretudo de origem orgânica, pela acção de seres vivos) em subsuperfície, produzindo uma forte degradação da qualidade dos petróleos. Uma biodegradação severa afecta, também, os principais indicadores de origem e evolução térmica de petróleos, isto é, dos biomarcadores (*). Os hidrocarbonetos biogénicos, ou seja, os hidrocarbonetos os naturais, apresentam predominância de parafinas com número par de átomos de carbonos no seu esqueleto. Os hidrocarbonetos de petróleo, ou seja de origem antropogénica, apresentam uma distribuição equitativa de hidrocarbonetos de número par e ímpar de carbonos. O estudo de petróleos não biodegradados, pertencentes a diferentes jazidas petrolíferas de uma determinada bacia, com o objectivo de identificar: (i) A origem ; (ii) A evolução térmica e (iii) As correlações dos óleos amostrados, permitiu de considerar três famílias. Dentre essas famílias, existe uma família de petróleos originados a partir de matéria orgânica tipo II (matéria orgânica depositada num ambiente marinho restrito anóxico de elevada salinidade). Esta família engloba a maioria dos petróleos com baixos valores de densidade API entre 10 e 25° (escala hidrométrica, medida em graus, criada pelo American Petroleum Institute utilizada para medir a densidade relativa de óleos e derivados), além de altos conteúdos de enxofre (entre 1,68 % e 7,44%). Por outro lado, a relação Pr / Ft (Pristânio, C₁₉H₄₀/Fitânio, C₂₀H₄₂) inferior a 1,5 e um predomínio de esteranos (moléculas complexas procedente de um hidrocarboneto policíclico) C₂₇ sobre C₂₈ e C₂₉ sugerem uma matéria orgânica do tipo algar, depositada num ambiente redutor. Os valores da composição isotópica do carbono da maioria dos petróleos são geralmente >-27%, apresentando baixos conteúdos em terpanos tricíclicos e diasteranos, médias proporções relativas de hopanos em C₂₉ (H₂₉/H₃₀ geralmente entre 0,5 e 1,0) e altas proporções de C₃₅ homopanos (H₃₅/H₃₄ em geral entre 0,9 e 1,4). O índice de gamacerano (relação gamacerano/hopano C₃₀), está quase sempre < 0,5, sendo considerados valores medianos, embora eles sejam os mais altos dentre os petróleos desta bacia. A maioria dos petróleos desta família estão em condições de baixa evolução térmica. A relação Pristânio/Fitânio (Pr/Ft) é um dos parâmetros geoquímicos mais utilizados e tem sido usado como um indicador do ambiente de deposição. Ten Haven et al., 1987 (Nature, 330, pp.641-643) salientou que um alto Pr / Ft (> 3,0) indica um material terrígeno sob condições aeróbicas (com oxigénio) e um baixo Pr/Ft (<0,8) indica ambientes anóxico (sem oxigénio) / hipersalinos ou ambientes carbonatados. O óleo do campos de Ashrafi (Golfo de Suez, Egipto), por exemplo, é caracterizado por rácios Pr/Ft de 0,16 e valores cerosos de 0,68. A distribuição de n-alcanos/isoprenóides e rácios Pr (Pristânio)/Ft (Fitânio) elevado sugerem que os óleos foram derivados de uma rocha-mãe com uma contribuição terrestre significativa, depositados em paleoambiente aeróbico. Uma vez alcançadas as condições requisitadas, os petróleos são expulsos das rochas geradoras e se movimentam até as armadilhas aonde se vão alojar. Na sua migração, durante e após armazenamento, estes petróleos podem sofrer alterações (processos secundários) que mudam as suas características e afectam sua qualidade comercial. Em certas bacias, constata-se a existência de processos de biodegradação severa em subsuperfície, produzindo uma forte degradação da qualidade dos petróleos. Uma biodegradação severa afecta, também, os principais indicadores de origem e evolução térmica de petróleos, isto é, os biomarcadores. O estudo de petróleos não biodegradados pertencentes a diferentes jazidas petrolíferas de uma determinada bacia com o objectivo de identificar a origem, evolução térmica e correlações dos óleos amostrados permitiu de considerar três famílias, entre as quais uma família de petróleos originados a partir de matéria orgânica tipo II, depositada num ambiente marinho restrito anóxico de elevada salinidade. Esta família engloba a maioria dos petróleos com baixos valores de densidade API (entre 10 e 25°), além de altos conteúdos de enxofre, entre 1,68 e 7,44%. Em todos os óleos, a relação Pr/Ft é inferior a 1,5 e com predomínio de esteranos C₂₇ sobre C₂₈ e C₂₉. Estes resultados indicam origem de matéria orgânica do tipo algal, depositada em um ambiente redutor. Os valores da composição isotópica do carbono da maioria dos petróleos são geralmente >-27%, apresentando baixos conteúdos em terpanos tricíclicos e diasteranos, médias proporções relativas de hopanos em C₂₉ (H₂₉/H₃₀ geralmente entre 0,5 e 1,0) e altas proporções de C₃₅ homopanos (H₃₅/H₃₄ em geral entre 0,9 e 1,4). O índice de gamacerano (relação gamacerano/hopano C₃₀), está quase sempre abaixo de 0,5, sendo considerados valores medianos, embora eles sejam os mais altos dentre os petróleos desta bacia. A maioria dos petróleos desta família estão em condições de baixa evolução térmica.

(*) Um biomarcador pode ser qualquer tipo de molécula indicando a existência, passada ou presente, de organismos vivos. Na geologia e astrobiologia, a relações biomarcadores versus geomarcadores são conhecidos como bioassinaturas. O termo biomarcador é também utilizado para descrever o envolvimento biológico na geração de petróleo.

Fóssil Guia............................................................................................................................................................................................................................Index Fossil

Fossile index / Fósil guía / Leitfossil / 指準化石 / Руководящие ископаемые / Fossile guida /

Fóssil que identifica e data uma camada na qual ele é tipicamente encontrado. Um fóssil característico deve ter uma larga distribuição espacial, mesmo global, ser restrito a um intervalo estratigráfico pouco espesso e de curta duração. Estes fósseis ajudam os geólogos a datar outros fósseis encontrados na mesma camada sedimentar. Quando se encontra um fóssil de uma idade desconhecida próximo de um fóssil de uma idade conhecida, pode assumir-se que as duas espécies coabitaram na mesma época. Sinónimo de Fóssil Característico.

Ver : « Idade Relativa »
&
« Fóssil Característico »
&
« Tempo Geológico »

Como ilustrado neste esquema, os fósseis guias permitem fazer correlações entre diferentes regiões permitindo aperfeiçoar a coluna estratigráfica e determinar a idade relativa das rochas. Neste exemplo, os três fósseis guia ou característicos do intervalo carbonatado do meio da coluna estratigráfica da região 1, permitem de determinar a idade do intervalo carbonato da região 2. A utilização combinada de vários fósseis guia permite obter melhores resultados. Teoricamente, um fóssil característico tem que : (i) Ser fácil de identificar ; (ii) Frequente ; (iii) Ter existido durante um intervalo de tempo geológico relativamente pequeno e (iv) Ter uma distribuição global. Antes do advento da estratigrafia sequencial, a procura de fósseis era fundamentalmente empírica. Ainda me lembro de um dos meus professores, aliás uma professora, nos dizer que os fósseis se encontravam de preferência nos intervalos argilosos, o que é, em parte verdade, mas há milhares de níveis argilosos sem fósseis. Mais tarde, um dos seus jovens assistentes, foi mais longe, mas sem saber provavelmente porquê: "os fósseis encontram-se de preferência nos shales pouco inclinados quando estes são cobertos por shales mais inclinados". Com efeito, a estratigrafia sequencial sugere, fortemente, que a abundância dos fósseis, assim, como, o teor em matéria orgânica, é sobretudo significativa nos intervalos sedimentares associados com as superfícies da base das progradações, como, por exemplo, entre o cortejo transgressivo e prisma de nível alto de um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência. Na realidade, o hiato de deposição, lâmina de água, taxa de sedimentação e depleção em oxigénio entre o cortejo transgressivo e o prisma de nível alto são favorável ao desenvolvimento e preservação da matéria orgânica e assim à presença de fósseis.

Fotoautotrófico (organismo)............................................................................................................................................................Photoautotroph

Photo-autotrophique (organisme) / Photoautotrofico (carbono del dióxido de carbono) / Photoautotroph (Kohlenstoff aus Kohlendioxid) / Photoautotroph（二氧化碳中的碳） / Фотоавтотрофный / Photoautotroph (carbonio da anidride carbonica) /

Organismo que realiza a fotossíntese. Os organismos fotoautótrofos utilizam a energia da luz solar, o dióxido de carbono e a água são convertidos em materiais orgânicos para serem utilizados nas funções celulares, tais como: biossíntese e respiração.

Ver : « Fotoheterótrofico »
&
« Fotossíntese »
&
« Cianobactéria »

Um autótrofo é um organismo capaz de fazer sua própria comida. Num contexto ecológico, os organismos fotoautótrofos (organismos que realizam a fotossíntese) fornecem nutrição para todas as outras formas de vida (além de outros, autótrofos como, por exemplo, os quimiotróficos). A fotossíntese utiliza a energia da luz para sintetizar biomassa a partir de precursores inorgânicos, enquanto libera oxigénio. A fotossíntese criou e sustenta a nossa atmosfera respirável, os alimentos que ingerimos e o ambiente de que precisamos. Em ambientes terrestres, as plantas são a variedade predominante, enquanto os ambientes aquáticos incluem uma grande variedade de organismos fototróficos como, por exemplo, as algas, protistas, bactérias etc. Os organismos fotoautótrofos devem, equilibrar a sua excitação de captura com o consumo de energia metabólica em face das flutuações na luz, temperatura e nutrientes num largo intervalo de escalas tempo. Os organismos necessitam respostas a curto prazo para tolerar essas flutuações, mas também exigem estratégias para integrar os sinais do ambiente ao longo do tempo, a fim de regular a síntese de abundante complexos de proteínas para a captura de luz, o transporte de electrões e a biossíntese. As variações de CO₂ na atmosfera, os raios ultravioletas, os ciclos de nutrientes e temperatura tornam imperativo avaliar a capacidade de aclimatação dos organismos fotossintéticos que sustentam os ecossistemas em interacção com os constrangimentos naturais. Os organismos quimiotróficas obtém a energia através da oxidação de electrões dadores em seus ambientes. Estas moléculas podem ser orgânicas (organotróficas) ou inorgânicas (litotróficas). A designação de quimiotróficos (organismos cujo metabolismo se realiza sem a presença de oxigénio sendo, portanto, anaeróbicos) contrasta com os fototróficos, que utilizam a energia solar. Os organismos quimiotróficos podem ser autotróficos ou heterotróficos.

Foto-Heterotrófico (organismo)...............................................................................................................Photoheterotroph (organism)

Photo-hétertróphique (organisme) / Fotoheterotrofico (fuente de carbono a partir de compuestos orgánicos) / Photoheterotroph (Kohlenstoffquelle aus organischen Verbindungen) / Photoheterotroph（从有机物的碳源）/ Фотогетеротрофный / Fotoheterotrofe (fonte di carbonio da composti organici) /

Organismo que depende da luz para a maior parte a sua energia e, principalmente, dos componentes orgânicos para o seu carbono. Os organismos foto-heterótrofos são incapazes de converter o dióxido de carbono em açúcar nem produzem oxigénio.

Ver: « Fotossíntese »
&
« Fotoautótrofico »
&
« Cianobactéria »

Foto-heterotróficos são organismos heterotróficos (organismo que utiliza o carbono orgânico para o crescimento consumindo outros organismos) que utilizam a luz como energia, mas não podem utilizar o dióxido de carbono (CO₂) como a sua única fonte de carbono. Eles usam compostos orgânicos do meio ambiente para satisfazem as suas necessidades em carbono. Estes organismos usam compostos como os carbohidratos, ácidos gordos e álcoois como alimentação orgânica. Como exemplos de foto-hetereotróficos podemos citar as bactérias púrpura sem-enxofre, as bactérias verdes não sulfurosas as heliobactérias. Pode dizer-se que os foto-heterótrofos são organismos que combinam aspectos do metabolismo dos fototróficos e dos heterótrofos. Fototrófos obtém sua energia da luz e carbono do dióxido de carbono (CO₂) (fotoautotrofia), produzindo material orgânico. Os outros elementos necessários para o crescimento (nitrogénio e fósforo, por exemplo), geralmente, vêm de fontes inorgânicas, tais como amónio (NH⁴⁺) e fosfato (PO₄^3-). Exemplos de fototróficos incluem plantas na terra enquanto que nos oceanos, o fototróficos principais são algas microscópicas (fitoplâncton). Semelhantes às plantas terrestres sobre a terra, o fitoplâncton compõe a base da cadeia alimentar da qual os outros organismos marinhos dependem. Os heterotróficos obtêm a sua energia (quimo-organotrofia) e o carbono da matéria orgânica, produzindo de CO₂ no processo. Nos oceanos, os maiores heterótrofos incluem peixes e baleias, mas os pequenos heterótrofos, como as bactérias e outros micróbios, são os mais importantes e utilizam a matéria orgânica produzida pelo fitoplâncton (produção primária) para a sua energia e carbono. De facto, as bactérias heterotróficas e os pequenos protistas herbívoros, que os comem, consumem cerca de 50% da produção primária dos oceanos. Este processo é importante para determinar o tamanho e fluxos da matéria orgânica dissolvida (DOM) nos oceanos, os quais incluem o carbono orgânico dissolvido (DOC). A quantidade de carbono nos oceanos DOC é, aproximadamente, igual ao de carbono no CO₂ atmosférico.

Fotossíntese....................................................................................................................................................................................................................................Photosynthesis

Photosynthèse / Fotosíntesis / Photosynthese / 光合作用 / Фотосинтез / Fotosintesi clorofilliana /

Fixação do carbono pelas plantas verdes, sob a acção da luz do Sol. 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.

Ver: « Matéria Orgânica (tipos) »
&
« Epifauna »
&
« Cianobactéria »

A fotossíntese é o processo pelo qual as plantas, algumas bactérias e alguns protistas usam a energia da luz solar para produzirem açúcar, que a respiração celular converte em ATP(*) - o "combustível" utilizado por todos os seres vivos. A conversão de energia solar em energia química utilizável, é associada com as acções do pigmento verde clorofila. O processo fotossintético utiliza a água e libera o oxigénio que nos é, absolutamente, necessário para nos manter vivos. A reacção química deste processo pode escrever-se da seguinte maneira: 6CO₂ + 6H₂O----------> C₆H₁₂O₆ + 6O₂, quer isto dizer, que seis moléculas de água mais seis moléculas de dióxido de carbono produzem uma molécula de açúcar e seis moléculas de oxigénio. As plantas são os únicos organismos fotossintéticos que têm as folhas (e não todas as plantas têm as folhas). As folhas podem ser vistas como colectores solares cheios de células fotossintéticas. As matérias-primas da fotossíntese, a água e o CO₂ entram nas células das folhas e os produtos da fotossíntese, o açúcar e oxigénio, deixam as folhas. A água entra nas raízes das plantas e é transportada até as folhas através de células especializadas conhecidas como xilema (tecido de transporte de água e sais minerais através do corpo das plantas). Como as plantas terrestres devem precaver-se contra a desidratação, elas têm estruturas especiais, isto é, estómatos para permitir que o gás entre e saia das folhas. O CO₂ não pode passar através da camada cerosa protectora que cobre a folha (cutícula, cobertura de cera produzida unicamente pelas células epidérmicas das folhas), mas pode entrar na folha através das aberturas (estoma), que são ladeadas por duas células de protecção. O oxigénio produzido durante a fotossíntese só pode passar para fora das folha através de estómatos abertos. Enquanto esses gases se movem entre o interior e o exterior das folhas, uma grande quantidade de água é perdida. O CO₂ entra nas células e autotróficos aquáticos por estruturas não especializadas.

(*) Trifosfato de adenosina (ATP) é um nucleóide fundamental na obtenção de energia celular, que é formado por uma base nitrogenada (adenina) unida ao carbono 1 de um açúcar de tipo pentose, a ribose, que em seu carbono 5 possui três grupos fosfato ligados. É a principal fonte de energia para a maioria das funções celulares. (https://es.wikipedia.org/wiki/Adenos%C3%ADn_trifosfato)

Fragipan............................................................................................................................................................................................................................................................Fragipan

Fragipan / Fragipan / Fragipan (Soil Taxonomy) / Fragipan（土壤分类学） / Уплотнённый внутрипочвенный горизонт / Fragipan (tassonomia del suolo) /

Camada densa de solo, composta de areia fina, sem matéria orgânica e com muito pouco material argiloso, que é, relativamente, pouco permeável à água, principalmente, devido à sua dureza e compactação mais do que ao seu teor em argila ou à sua cimentação.

Voir: « Areia »
&
« Compactação »
&
« Matéria Orgânica (tipos) »

Esta fotografia ilustra um horizonte de fragipan ao sul de Pier, perto de Julich, na Renânia do Norte-Vestefália (Alemanha). A origem do fragipan, é muito discutida. Os geocientistas, que se ocupam do estudo dos solos (pedologia), discutem ainda não só sobre a definição do fragipan, mas também se ele existe ou não em determinadas paisagens. A sua formação pode ser atribuída aos seguintes factores : (i) Compactação dos solos pelos glaciares da última glaciação ; (ii) Maturação física ; (iii) Processos do pergelissolo (processos que ocorrem num solo quando a temperatura deste é abaixo de 0°C pelo menos durante mais de dois anos) ou (iv) Outros eventos, que ocorreram durante o Pleistocénico. Alguns fragipan herdaram as suas propriedades dos solos enterrados (paleossolos). Segundo a terminologia americana dos solos, um fragipan tem que satisfazer as seguintes condições: (a) Ter uma espessura de pelo menos 15 cm ; (b) Mostrar um evidência de pedogénese (processo de formação de um solo), quer no interior, quer nas superfícies que limitam o intervalo considerado ; (c) Ter uma arquitectura prismática, colunar, ou cilíndrica e sem estruturas bem marcadas, isto é, ele deve ser, mais ou menos, maciço ; (d) Permitir a penetração das raízes, com um afastamento de cerca de 10 cm, ao longo de fracturas ; (e) Os fragmentos com dimensões superiores a 5-10 cm de diâmetro (quando secos) devem representar mais de 50% do volume do intervalo (quando submergida na água) ; (f) Ter pelo menos 60% ou mais de material resistente e, praticamente, sem raízes ; (g) Não ser efervescente em ácido clorídrico diluído. Tudo isto quer dizer, que um fragipan tem que ter um certa espessura, que é o resultado da alteração de um material sedimentar mais antigo, que não resulta de uma alteração provocada pelas raízes que o penetram, unicamente, ao longo de fracturas, que é muito duro mesmo quando húmido e que não contém carbonato de cálcio ou de magnésio. Não confunda fragipan com duripan que é um horizonte do solo que foi cimentado por sílica iluvial (deslocada de um outro nível pela água das chuvas).

Frente de Delta.......................................................................................................................................................................................................................Delta Front

Front du delta / Frente del delta / Deltafront, Deltavorder / 三角洲前缘 / Передняя часть дельты / Parte anteriore del delta /

Zona a jusante da foz de um rio, onde a barra de desembocadura (foz do canal distribuidor) é depositada. A frente de delta representa a área onde o material sedimentar mais grosseiro (em geral areia) é depositado. A frente de delta é mobilizada pelas ondas do mar, correntes litorais, etc. De maneira mais geral, a frente de delta designa a área a jusante da linha de uma costa deltaica.

Ver: « Delta »
&
« Prodelta »
&
« Camada Superior (de um delta)»

Esta fotografia ilustra os intervalos de arenito de uma frente de delta, que se depositaram durante o Cretácico na bacia do Novo México (EUA). Na estratigrafia sequencial, um delta pode ser considerado como um paraciclo sequência, isto é, como uma associação lateral de sistemas de deposição (litologia com uma fauna associada). Um encadeamento lateral de sistemas de depósito contemporâneos forma um cortejo sedimentar. Um cortejos sedimentar corresponde, em geral, a uma paraciclo sequência, limitado entre duas superfícies de inundação. Os sistemas deposição são usados para subdividir, correlacionar e mapear as rochas síncronas (que se depositam ao mesmo tempo) e que são, geneticamente, relacionadas, o que quer dizer, que se um sistema de deposição de um cortejo sedimentar não se deposita, os outros sistemas, geralmente, também, não se depositam. Uma sobreposição vertical e progradante de paraciclos-sequência forma um subgrupo de cortejo sedimentar, que ele seja de nível alto, como, por exemplo o intervalo transgressivo (IT) ou de nível baixo, como, por exemplo, o prisma de nível baixo (PNB). Um delta, na estratigrafia sequencial corresponde a um paraciclo-sequência, depositado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois da ingressão marinha (paraciclo eustático) que criou o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Num delta, de montante para jusante, isto é, em direcção ao mar, quatro sistemas de deposição (conjunto de uma litologia e fauna associada, que, em geral, é característica) são, quase sempre sempre visíveis: (i) Siltitos de planície deltaica ; (ii) Areais de frente de delta e (iii) Argilitos de prodelta e (iv) Argilitos ou areias da base do delta (*). Em termos de comportamento estrutural prístino ou original, os estratos da planície deltaica e de frente de delta depositam-se, praticamente, horizontais (a inclinação dos estratos da frente do delta ilustrado nesta figura é, em grande parte, de origem tectónica e não deposicional). Os estratos do prodelta se depositam com uma inclinação, bem marcada, em direcção do mar, enquanto que os argilitos ou as areias da base do delta são, mais ou menos, sub-horizontais A frente de delta corresponde, mais ou menos, à ruptura de inclinação da superfície de deposição entre a planície deltaica e o prodelta. As camadas inclinadas do prodelta podem prolongam-se na plataforma continental de maneira, mais ou menos, horizontal formando o que certos geocientistas chamam as camadas inferiores de um delta, em oposição às camadas superiores que estão a montante do prodelta. Em certos casos, quando o ângulo de inclinação dos estratos do prodelta ultrapassa o ângulo crítico (ângulo de estabilidade do prodelta), lóbulos sub-horizontais de origem turbidítica (turbiditos proximais) podem depositar-se na base das progradações do prodelta. Embora os deltas sejam mais frequentes nos paraciclos sequência dos cortejos sedimentares de nível alto (prisma de nível alto, sobretudo), eles podem, igualmente, depositar-se em condições de nível baixo, no prisma de nível baixo (PNB). Na confunda delta e edifício deltaico. Um delta (paraciclo sequência que, por vezes, corresponde a um único cortejo sedimentar) tem em geral uma espessura inferior a 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma sobreposição de deltas que podem pertencem ao um subgrupo de cortejos sedimentares de um ciclo-sequência ou de ciclos-sequência diferentes, pode atingir espessuras de vários quilómetros. Assim, não diga delta do Niger (que não existe), mas sim edifício deltaico do Niger. Por outro lado, não esqueça, que: (a) Em condições, normais um delta não se deposita durante uma subida do nível do mar relativo, como muitos pensam, mas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue a ingressão marinha, criadora do espaço disponível, antes que uma nova subida do nível do mar relativo ocorra, (b) O nível do mar relativo, é o nível do mar local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que 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). O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo; (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).

(*) Quando há areias na base do delta, isto é, nas camadas inferiores de um delta, elas são, certamente, turbiditos proximais induzidos por correntes de gravidade iniciadas por rupturas ou deslizamentos da frente de delta.

Frente Oceânica.........................................................................................................................................................................................................Oceanic Front

Front océanique / Frente oceánica / ozeanisch Front / 海洋前 / Океанический фронт / Fronte oceanica /

Zona de contacto entre uma massa de ar oceânico, em geral, fria e uma massa de ar continental, que em geral, é mais quente.

Ver: « Clima »
&
« Climatologia (moderna) »
&
« Nuvem »

As massas de ar deslocam-se das regiões onde a pressão atmosférica é maior para regiões onde a pressão é menor. As massas de ar podem deslocar-se devido a diferenças de temperatura (que também causam diferenças de pressão) e também pela circulação atmosférica dominante na região. Uma massa de ar pode ser considerada como uma porção da atmosfera que se desloca sobre a superfície terrestre carregando parte das características da região onde se formou, como, por exemplo, a temperatura e a humidade. Desde que o ar permaneça estacionário durante muito tempo sobre certas superfícies terrestres, tais como, as regiões polares, desérticas, ou as vastidões marítimas quentes ou frias, a massa de ar é influenciadas pelas características dessa superfícies como as quais ela está em contacto. As massas de ar oceânicas são húmidas e as continentais geralmente são secas, uma vez que as diferenças nas incidências dos raios solares na superfície da Terra são responsáveis pela formação das massas de ar. Os movimentos do ar (massas de ar e ventos) resultam da distribuição desigual da energia solar nas zonas de baixas, médias e altas latitudes. A diferença de temperatura do ar atmosférico exerce uma função muito importante na formação de áreas de baixa e alta pressão atmosférica e, consequentemente, no movimento das massas de ar e dos ventos, uma vez que os deslocamentos do ar se fazem de uma área de alta pressão para uma de baixa pressão. O ar aquecido nas zonas de baixas latitudes próximas ao equador se expande, torna-se leve e sobe (ascende), criando uma área de baixa pressão ou ciclónica. O ar mais frio e denso das áreas de médias e altas latitudes desce, fazendo surgir uma área de alta pressão. Uma vez que as massas apresentam uma certa tendência para igualar essas pressões, estabelece-se, assim, uma dinâmica atmosférica, ou seja, uma circulação geral de ar quente entre os trópicos e os pólos, passando pelas zonas de médias latitudes. As áreas frias ou de alta pressão, como as polares, e as subtropicais ou de latitudes médias dispersam as massas de ar e ventos, e (áreas anticiclónicas), enquanto que as áreas quentes ou de baixa pressão atmosférica (de baixa latitude), como as equatoriais, captam as massas de ar e ventos; elas são chamadas de áreas ciclónicas.

Função Logística.........................................................................................................................................................................................Logistic Function

Fonction logistique / Función logística / Logistische Funktion / Logistic函数, 后勤功能 / Логистическая функция / Equazione logistica /

Quando o crescimento inicial (de um conjunto qualquer) é exponencial, para depois (competição ou escassez) diminuir e, mais tarde, numa fase de maturação, se tornar nulo. Este tipo de função foi, inicialmente, estudado pelo matemático belga Pierre François Verhulst que a deduziu do crescimento da população. A taxa de crescimento de uma população, e.g., a taxa de crescimento da produção do petróleo é proporcional à população existente e à quantidade de recurso restante (no caso do petróleo, a fracção de petróleo que ainda está por produzir), a qual tende a limitar o crescimento da população.

Ver: « Curva Logística »
&
« Pico do Petróleo »
&
« Lei de Hubbert »

As funções logísticas combinam, num único diagrama, dois tipos característicos do crescimento exponencial. O primeiro tipo de crescimento exponencial é a familiar curva de aumento com uma taxa crescente, isto é, como o crescimento é exponencial: a taxa de crescimento é proporcional à quantidade do valor da função (curva com a forma de meia parábola virada para cima) côncava para cima. O segundo tipo do crescimento exponencial é chamado, geralmente, crescimento exponencial limitado. Este tipo, de crescimento que é decomposto em partes que são subtraídas de um limite fixo. Como a decomposição da exponencial tende sempre a desaparecer, as diferenças ao limite fixo aumentam até a esse limite (curva com forma de meia parábola virada para baixo). Este tipo de função modela um crescimento que é limitado por certas capacidades fixas. As funções logísticas combinam o primeiro tipo do crescimento exponencial (quando valores são pequenos), com o segundo tipo de crescimento exponencial (quando os valores são próximo da capacidade). As funções logísticas modelam recursos com crescimento exponencial limitado. As funções logísticas, que têm uma forma característica em S, aplicam-se ao estudos das populações, desenvolvimento da bactérias, crescimento das plantas com sementes, análise das reservas e produções dos combustíveis fósseis, etc. Esta figura que as descobertas de petróleo cumuladas (extrapesado excluído), a produção (curva inferior), que é mais pequena do que a cumulação das descobertas (curva em S superior) e as previsões até 2075 (para reservas últimas de 2000 Gb). Como se pode constar, a derivada máxima (ponto de inflexão) da curva de produção (curva em S inferior) sugere, fortemente, que o pico de produção, se já não foi atingido será, o será entre 2010/2020.

Fundo da Bacia Oceânica.............................................................................................................................................Ocean Basin Floor

Fond du bassin océanique / Fundo de la cuenca oceánica / Grund des Ozeans Becken / 洋盆的底部 / Дно океанического бассейна / Fondo del bacino oceanico /

Assoalhado oceânico profundo induzido pela tectónica das placas litosféricas. Todas as bacias oceânicas são formadas de rochas vulcânicas que vieram à superfície (continente ou fundo do mar) a partir dos centros de expansão localizados ao longo das dorsais médio-oceânicas. As rochas mais antigas que formam o fundo oceânico têm cerca de 200 milhões de anos de idade, o que quer dizer, que elas são muito mais jovens do que a crusta continental, a qual, em certos pontos, tem mais de 4000 milhões de anos.

Ver: « Planície Abissal »
&
« Batial »
&
« Fundo Oceânico »

Este esquema explica, perfeitamente, a discrepância entre a idade das rochas mais velhas que constituem o fundo oceânico (± 200 milhões de anos) e a idade da crusta continental, a qual, em certas áreas, atinge mais de 4,0 Ga (mil milhões). A razão desta diferença é muito simples. Nas zonas de subducção e, particularmente, nas zonas de Benioff ou de tipo-B (quando uma placa litosférica de composição oceânica mergulha sob uma placa de composição continental) as rochas oceânicas antigas, são destruídas, isto é, o material oceânico volta ao manto superior como sugerido neste esquema. Em compensação, ao longo das dorsais oceânicas médias, o material ascendente da astenosfera é extrudido e cria um nova crusta oceânica que contribui à expansão dos oceanos e que força os continentes a afastarem-se uns dos outros. À medida que a expansão oceânica progredi, não só a superfície do fundo oceânico aumenta, mas também a densidade da crusta oceânica, uma vez que, com o tempo, a temperatura da crusta oceânica diminui. Com o tempo, o material que forma o fundo oceânico mais distante da dorsal de onde ele brotou torna-se tão denso que mergulha (entra em subducção) sob o material adjacente iniciando assim uma zona de subducção do tipo-B. A criação e subducção do material oceânico caracteriza dois tipos de margens continentais. O primeiro está associado com as margens continentais divergentes, enquanto que o segundo caracteriza as margens convergentes. Certas margens continentes convergentes estão associadas com as zonas de subducção de Ampferer ou do tipo-A (quando duas placas litosféricas continentais entram em colisão, isto é, uma mergulhando sob a outra). As margens convergentes podem ser consideradas como o início da formação dos supercontinentes.

Fundo do Mar..................................................................................................................................................................................................................................Sea Floor

Fond de la mer / Relieve oceánico, Fondo de mar / Ozeanboden / 海床 / Дно моря / Fondali marini /

Assoalho do oceano ou base do oceano. Função da profundidade da água, três regiões principais podem ser consideradas: (i) Nerítica, sublitoral ou áctica ; (ii) Batial e (iii) Abissal. Estas regiões correspondem, grosseiramente aos três grandes ambientes de deposição: (a) Plataforma continental ; (b) Talude continental e (c) Planície abissal. Na base do talude continental, os deslizamentos e depósitos de sedimentos turbidíticos, induzem a formação do sopé continental.

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Talude Continental »
&
« Planície Abissal »

O fundo oceânico inclui as diversas formas de relevo existentes nas regiões da crusta terrestre que se encontram cobertas pelos oceanos: (i) Plataforma continental, ou seja, a porção do fundo dos oceanos que chega, em média, a 200 metros de profundidade e uma largura variável e que é recoberta por sedimentos de origem continental trazidos pelos rios, ventos, enxurradas e glaciares, o que implica a existência de grandes concentrações de recursos minerais : (ii) Talude ou vertente continental, que corresponde à porção intermediária recoberta por sedimentos ; (iii) Planície abissal, que é a região profunda e, mais ou menos, planas dos oceanos ; (iv) Fossa oceânica que é uma depressão abissal criada pelas zonas de subducção de tipo B ou Benioff e (v) Dorsal media oceânica, que corresponde a uma cadeia de montanhas submarinas que se estendem pelo fundo oceânico (https://pt.wikipedia.org/wiki/Relevo_oceânico). O fundo do mar era um lugar desconhecido até à bem pouco tempo. Mas é no fundo dos oceanos que as placas oceânicas “crescem”, destroem-se e onde existem as maiores cadeias montanhosas do mundo. É importante conhecer o relevo oceânico para se poder compreender a dinâmica do planeta, ou seja a formação e a destruição de placas litosféricas e a formação de ilhas. O relevo oceânico está em constante transformação e movimentação. É considerado relevo oceânico a parte da crosta que está submersa pelos oceanos e é denominada de crosta oceânica. Esta imagem ilustra o fundo do mar de um sector do talude continental do Golfo do México (EUA). Basicamente, ela sublinha as mudanças de inclinação do fundo do mar, o que dá indicações importantes sobre a morfologia das correntes de turbidez recentes. De maneira, mais ou menos, regular, mas não periódica, correntes turbidíticas ou de turbidez escoam-se ao longo do talude continental e transportam os sedimentos para as partes mais profundas, onde eles se depositam, dentro dos ciclos-sequência, subgrupos de cortejos sedimentares de nível baixo, quer sob a forma de cones submarinos de bacia (CSB) ou de cones submarinos de talude (CST). Os cones submarinos do talude (CST) são, em geral, formados por diques marginais naturais (depósitos de transbordo com estruturas de "asas de gaivota” em voo de P. Vail) e preenchimentos das depressões entre eles ou de canais turbidíticos (no caso de uma erosão evidente). Os cones submarinos de bacia são, geralmente, formados por lóbulos arenosos, mais ou menos, importantes. Uma observação atentiva dos padrões das correntes de turbidez (ziguezagues indicados pela flecha), nesta figura, mostra, de maneira evidente, que o trajecto das correntes vertente abaixo do talude continental não é rectilíneo mas meândrico. Contudo, e ao contrário do que se passa com o escoamento de um rio, uma corrente de turbidez escoa-se dentro de um corpo de água e não à superfície da terra. Assim, uma geometria do escoamento curvilínea explica-se de uma maneira muito diferente: (i) Quando a densidade da corrente de turbidez é muito maior do que a densidade do corpo de água em que ela se escoa (o que quer dizer que ela transporta muito material arenoso), a trajectória é, praticamente, rectilínea ; (ii) Quando a densidade da corrente turbidez é, mais ou menos, igual a densidade do corpo de água (corrente com pouco material arenoso), a trajectória do escoamento por meandros. Por conseguinte, não é muito lógico, interpretar, nos dados sísmicos, os preenchimentos dos padrões meandriformes turbidíticos como rochas-reservatório potenciais, salvo se o preenchimento é muito tardio e feito em retrogradação (quando o nível do mar relativo, ou seja, quando o nível do mar, medido em relação a ponto de referência local como, por exemplo, o fundo do mar, é já montante), como parece ser o caso em certos campos petrolíferos do offshore de Angola. Teoricamente, e segundo o modelo dos sistemas turbidíticos de P. Vail, isto sugere que os cones submarinos de bacia (CSB) são induzidos por correntes turbidíticas densas, mais ou menos, rectilíneas (ricas em material arenoso), enquanto que o cones submarinos de talude (CST) são associados a correntes turbidíticas pouco densas (ricas em material argiloso). Se isto é verdade, o modelo proposto por E. Mutti, é mais difícil de refutar, uma vez que os turbiditos de tipo I são induzidos por correntes turbidíticas muito densas e ricas em areia, enquanto que os turbiditos tipo II são associados a correntes muito mais pequenas transportando quase, exclusivamente, material argiloso.

Fundo Oceânico (assoalhado, soalho)..........................................................Ocean Basin Floor, Oceanic Bottom

Fond océanique / Fondo oceánico / Ozeanisch Boden / 海洋底部 / Океаническое дно / Fondo oceanico /

Parte da crusta terrestre submersa pelos mares e oceanos, caracterizada por uma diversidade de profundidades, formas e ambientes. Excluindo a região litoral ou parálica, que corresponde a faixa de rebentação das ondas do mar e à terra sempre emersa, o assoalhado oceânico pode dividir-se em três grandes regiões: (i) Nerítica, Sublitoral ou Áctica, (ii) Batial e (iii) Abissal. Nos dados sísmicos, verifica-se que os sedimentos profundos da planície abissal, que formam, geralmente, o fundo oceânico, têm muitas vezes uma geometria paralela e que repousam por biséis de agradação marinhos sobre a crusta oceânica recente. A interface entre a crusta e os sedimentos abissais exibe uma morfologia ondulada com muitas difracções associadas (particularmente nas linhas não migradas) que marcam as rides oceânicas, as quais correspondem a antigos centros de expansão. O assoalhado oceânico é induzido pela tectónica das placas litosféricas. Todas as bacias oceânicas são formadas de rochas vulcânicas que vieram à superfície (continente ou fundo do mar) a partir dos centros de expansão localizados ao longo das dorsais médio oceânicas. As rochas mais antigas que formam o fundo oceânico têm cerca de 200 milhões de anos de idade, o que quer dizer, que elas são muito mais jovens do que a crusta continental, a qual em certos pontos tem mais de 4000 milhões de anos. Por vezes sinónimo de Fundo do mar.

Ver : « Planície Abissal »
&
« Batial »
&
« Bisel de Agradação »

Este esquema explica, perfeitamente, a discrepância entre a idade das rochas mais velhas que constituem o fundo oceânico (mais ou menos, 200 milhões de anos) e a idade da crusta continental, a qual, em certas áreas, atinge mais de 4,0 Ga (mil milhões de anos atrás). A razão desta diferença é muito simples. Nas zonas de subducção e, particularmente, nas zonas de Benioff ou de tipo-B (quando uma placa litosférica de composição oceânica mergulha sob uma placa de composição continental ou sob uma placa oceânica) as rochas oceânicas antigas, são destruídas, isto é, o material oceânico volta ao manto sublitosférico, como sugerido neste esquema. Em compensação, ao longo das dorsais médio oceânicas, o material ascendente da astenosfera é extrudido e cria um nova crusta oceânica que contribui à expansão dos oceanos (alastramento oceânico ou oceanização) e que obriga os continentes a afastarem-se uns dos outros. À medida que a expansão oceânica progressa, não só a superfície do fundo oceânico aumenta, mas também a densidade da crusta oceânica, uma vez que, com o tempo, a temperatura da crusta oceânica diminui. Desta maneira, o material que forma o fundo oceânico mais distante da dorsal média oceânica de onde ele brotou torna-se tão denso que mergulha (entra em subducção) sob o material adjacente iniciando assim uma zona de subducção do tipo-B. A formação e subducção de material oceânico caracteriza dois tipos de margens continentais. As margens continentais divergentes, quer elas sejam de tipo Atlântico ou de tipo não Atlântico, estão associadas à formação de material oceânico, enquanto que é nas margens convergentes, associadas com as zonas de subducção de tipo B, que o material oceânico antigo desaparece ao longo das zonas de subducção. Certas margens continentais convergentes estão associadas com as zonas de subducção de Ampferer ou de tipo A (quando duas placas litosféricas continentais entram em colisão, isto é, uma mergulhando sob a outra), ao longo das quais, obviamente, nenhum material oceânico desaparece. Este esquema mostra, igualmente, que a dorsal médio oceânica é composta por um certo numero de segmentos separados por sistema de falhas que, aparentemente, parece terem deslocado uma dorsal, inicialmente, rectilínea, o que não é o caso. As falhas deste sistema de falhas, muito particular, chamadas falhas transformantes são, unicamente, activas entre as dorsais, o que quer dizer que, elas são, provavelmente anteriores às dorsais e que o alastramento oceânico é uniforme, unicamente, entre duas falhas transformantes consecutivas. Segundo certos geocientistas, as falhas transformantes correspondem a antigas fracturas ou zonas de fragilidade do supercontinente associado, que condicionaram e, sobretudo, localizaram a ruptura da litosfera e, em seguida, o alastramento ou expansão oceânica. Além das falhas transformantes e das dorsais médias oceânicas que se desenvolvem ao longo de 65000 km de comprimento e 1000 km de largura (média) e nas quais se podem diferenciar um vale de rifte profundo com uma largura que varia entre 25 e 50 km de largura, não se podem esquecer cumes muito acidentados, mais ou menos, paralelos à direcção do rifte, com inclinações relativamente fortes junto próximo do vale rifte, mais que diminuem, progressivamente em direcção da planície abissal. Da mesma, as fossas oceânicas, que enfatizam as zonas de subducção onde há destruição de crosta oceânica, tem declives da ordem de 45° e profundidades muito grandes (a profundidade máxima da fossa oceânica das Marianas é de 11034 metros). Aparelhos vulcânicos podem ocorrer no topo da placa litosférica cavalgante, como ilustrado nesta figura, mas lâmina de água é muito mais pequena que a da placa descendente onde montes submarinos são muito frequentes. Os montes submarinos são elevações que podem atingem pelo menos 1000 m acima do fundo oceânico. A maioria dos montes submarinos são vulcões extintos que se elevam abruptamente acima dos fundos circunvizinhos a partir de profundidades da ordem dos 1000 m a 4 000 m abaixo do nível do mar. Apesar da sua grande altura, o topo dos montes submarinos podem situar-se a profundidades que vão de alguns metros (constituindo recifes ou banco submarinos) até alguns milhares de metros abaixo do nível médio das águas (fazendo nesse caso parte do fundo oceânico). Estima-se que existam mais de 30 000 montes submarinos no oceano global, tendo apenas sido explorados algumas centenas (https://pt.wikipedia. org/wiki/Monte_submarino).

Fundoforma.....................................................................................................................................................................................................................................Fondoform

Fondoforme / Fondoforma / Fondoform (Geometrie) / Fondoform（几何） / Фондоформа (часть донной формы рельефа) / Fondoforma (geometria) /

Intervalo sedimentar, mais ou menos, horizontal, depositado num ambiente subaquático ou aquático (sob uma lâmina de água qualquer), a jusante de um intervalo inclinado (para o mar) que lhe é síncrono e geneticamente associado.

Ver: « Bacia (sedimentar) »
&
« Corrente de Turbidez »
&
« Acomodação »

O offshore do Canadá e, em particular, o offshore do Labrador corresponde sobreposição de vários tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmica regionais, é fácil de reconhecer de baixo para cima: (i) Um soco em geral constituídos por rochas supracrustais do Pré-Câmbrico ; (ii) Uma cintura dobrada e aplanada do Paleozóico ; (iii) Bacias de tipo rifte de idade Mesozóico, que se formaram em resposta ao alongamento do supercontinente Protopangeia e (iv) Uma margem divergente de tipo Atlântico que se desenvolveu durante o Mesozóico / Cenozóico. A ruptura do supercontinente, que enfatiza o fim do alongamento da litosfera e, por conseguinte, do sistema de falhas normais responsáveis da formação das bacias de tipo rifte (demigrabens preenchidos por sedimentos, basicamente, não marinhos) é acompanhada pela implementação de escoamentos de lava. Nas linhas sísmicas, estes escoamentos induzem reflectores que inclinam e divergem para o mar (“SDRs” dos geocientistas de língua inglesa), o que quer dizer, que os escoamentos de lava se espessam em direcção dos centros de alastramento ou de expansão subaéreos, fossilizam as bacias de tipo rifte mais distais (mais próximas da zona de ruptura) e iniciam o alastramento oceânico, o qual, obviamente, começa por ser subaéreo antes de passa a ser oceânico (formação de crusta oceânica). Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, os reflectores sub-horizontais do intervalo superior, que formam a planície abissal durante o Miocénico Tardio (talude continental cerca de 600-800 m) podem ser considerados como fundoformas. O mesmo se observa no autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Este dos USA (canhão de Baltimore). Estes reflectores sub-horizontais na base das progradações, associadas ao talude continental, são a continuação natural e para jusante, das clinoformas, que marcam o talude continental, as quais por sua vez, são a continuação para jusante das topoformas. As topoformas, clinoformas e fundoformas sublinham os três sectores principais que formam uma superfície de deposição : (i) Plataforma (reflectores sub-horizontais superiores) ; (ii) Talude continental (reflectores inclinados para o mar) e (iii) Planície abissal (reflectores sub-horizontais inferiores). Assim, pode dizer-se que a associação lateral e síncrona de uma topoforma, clinoforma e fundoforma constitui uma linha cronostratigráfica, ou seja, uma superfície deposição. Nesta tentativa de interpretação da linha sísmica do offshore do Labrador, algumas das fundoformas estão associadas a deslizamentos de terreno ao longo de falhas normais induzidas pela instabilidades do talude superior ou do rebordo continental, isto é, estão associadas a depósitos turbidíticos. Estes deslizamentos são corroborados pelas terminações dos reflectores (biséis superiores por truncatura) do bloco falhado inferior das falhas, cujo plano se horizontaliza ao longo do fundoformas. Os biséis superiores por truncatura são, particularmente, bem visível na falha mais antiga. Isto quer dizer, que no Labrador, durante a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, a maior parte dos lóbulos turbidíticos (cones submarinos) depositaram-se, provavelmente, em condições geológicas de nível alto (nível do mar mais alto que o rebordo da bacia). Nesta área, os cones submarinos de bacia são melhor explicados pelo modelo proposto por E. Mutti (contexto de nível alto do mar) para os sistemas de deposição turbidítica do que segundo o modelo proposto por P. Vail (contexto de nível baixo do mar). Para Mutti, estes depósitos turbidíticos estão associados a correntes de turbidez provocadas por deslizamentos da ruptura continental, que transportam os sedimentos para a planície abissal, onde eles se depositam desde que as correntes desaceleram e perdem a capacidade de transporte. No modelo de Vail, os cones submarinos de bacia (CSB), depositados na planície abissal, a jusante da ruptura de pente do talude continental inferior, que eles sejam conectados ou não ao talude continental, estão associados a descidas significativas do nível do mar relativo (discordâncias), que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Isto quer dizer que os sedimentos, que os rios levam para o mar, são abandonados sobre o talude continental, onde eles iniciam correntes turbidíticas que os transportam para as partes mais baixas da bacia onde eles se depositam sob a forma de cones submarinos de bacia (CSB) e, mais tarde, fossilizados quer por cones submarinos de talude (CST), quer pelos sedimentos distais das progradações dos prismas de nível baixo (PNB).Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), os reflectores sub-horizontais que formam a planície abissal durante o Miocénico Tardio (talude continental cerca de 600-800 m) podem ser considerados como fundoformas. Estes reflectores sub-horizontais a partir da base das progradações são a continuação natural e para jusante, das clinoformas, que marcam o talude continental, as quais por sua vez, são a continuação para jusante das topoformas. O conjunto de uma topoforma, clinoforma e fundoforma constitui uma linha cronostratigráfica, isto é, uma superfície deposição, uma vez que as três formas ou segmentos) são síncronas e geneticamente ligadas. Note que nesta interpretação, algumas das fundoformas estão associadas a deslizamentos de terreno ao longo de falhas normais induzidas pela instabilidades do talude superior ou do rebordo continental. Estes deslizamentos são corroborados pelas terminações dos reflectores (biséis superiores por truncatura) do bloco falhado ascendente das falhas, cujo plano se horizontaliza ao longo do fundoformas. Isto quer dizer, que durante a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangéia, no Labrador, a maior parte dos lóbulos turbidíticos (cones submarinos) depositaram-se, provavelmente, durante condições geológicas de nível alto (nível do mar mais alto que o rebordo da bacia). Nesta área, os cones submarinos de bacia depositaram-se segundo modelo proposto por E. Mutti (contexto de nível alto do mar) e não segundo o modelo de P. Vail (contexto de nível baixo do mar). No modelo de Vail, os cones submarinos de bacia (depositados na planície abissal, a jusante da ruptura de pente do talude continental inferior), conectados ou não com os cones submarinos de talude, estão associados a descidas relativas do nível do mar significativas, isto é, a superfícies de erosão (discordâncias), que induzem condições geológicas de nível baixo (bacia sem plataforma). A erosão, no rebordo actual da bacia (com plataforma) é devida às correntes de contorno.

Fundotema..........................................................................................................................................................................................................................................Fondothem

Fondothème / Fondotema / Fondothem (Sedimentäre Intervall) / Fondothem (沉积时间间隔） / Фондотема / Fondotheme (sedimenti)  /

Conjunto dos sedimentos associados a uma fundoforma.

Ver: « Fundoforma »
&
« Progradação »
&
« Turbiditos »

Desde o advento da estratigrafia sequencial (fins dos anos 70), os termos fundoforma e fundotema, que são praticamente sinónimos, foram sempre pouco utilizados. Actualmente, se um geocientista disser, que no detalhe do autotraço da linha sísmica do offshore do Brasil, ilustrado nesta figura, um fundotema é visível debaixo de certas progradações, não há quase ninguém que compreenda o que ele quer dizer. O mesmo é verdade par o exemplo do offshore de Angola, ilustrado na parte superior desta figura. Hoje em dia, utilizando a terminologia da estratigrafia sequencial, um geocientista diz que um conjunto de lóbulos turbidíticos, provavelmente, cones submarinos de bacia (CSB), do subgrupo inferior dos cortejos sedimentar de nível baixo (CNB), se depositou na base do talude continental, em associação com uma descida do significativa do nível do mar relativo* (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos que o topo da crusta continental, ou ao fundo do mar), isto é, em associação com uma superfície de erosão (ou com a sua paraconformidade correlativa em água profunda). Mais tarde, dentro do ciclo-sequência considerado, os cones submarinos de bacia (CSB) foram fossilizado por progradações do prisma de nível baixo (PNB), isto é, pelas fundoformas do subgrupo superior dos cortejos de nível baixo (CNB) e que, muito provavelmente, elas são constituídas por rochas argilosas ou argilitos (não diga argila, uma vez que em português argila é, sobretudo, utilizado para designar uma partícula sedimentar e não uma rocha) de água profunda. Na tentativa preliminar de interpretação geológica do detalhe do autotraço da linha sísmica do offshore do Brasil, o subgrupo médio dos cortejos de nível baixo de um ciclo sequência, isto é, os cones submarinos de talude (CST) estão ausentes. Vê-se, perfeitamente, que o fundotema é fossilizado, directamente, pelos biséis de progradação das progradações do prisma de nível baixo (PNB) do ciclo sequência. O intervalo sísmico limitado entre as duas discordâncias (ou entre as suas paraconformidades correlativas) corresponde à parte distal (a jusante do último rebordo da bacia do ciclo sequência anterior) de um ciclo sequência onde, unicamente, o o grupo de cortejos de nível baixo está representado. O intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA), que forma o grupo superior dos cortejos de nível alto, se presentes, depositaram a SO deste detalhe. Uma outra possibilidade é, que as progradações depositadas acima dos lóbulos turbidíticos (fundotema) pertençam ao prisma de nível alto (PNA). Neste caso, os cones submarinos de talude (CST) e o prisma de nível baixo (PNB) estarão ausentes. Se uma tal hipótese não for refutada por dados suplementares, os depósitos turbidíticos (em amarelo na tentativa de interpretação) explicam-se, talvez, melhor pelo modelo de E. Mutti que pelo modelo de P. Vail. O corpo turbidítico parece ter-se depositado durante condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar acima do rebordo da bacia) e as correntes de turbidez, responsáveis pelo transporte e deposição dos sedimentos, parece terem sido induzidas por rupturas e deslizamentos da parte superior do talude continental, quando a bacia não têm plataforma continental (condições de nível alto do mar) ou rupturas do rebordo da bacia**, quando a bacia tem uma plataforma continental (condições de nível alto do mar). No modelo de E. Mutti, as correntes turbidíticas podem, também, ser instigadas pelas cheias dos rios, quer em condições geológicas de nível alto do mar ou em condições de nível baixo. Na tentativa de interpretação do autotraço do offshore de Angola, nenhum dos fundotemas indicados (no fundotema inferior, colorido em amarelo, as clinoforma e topoformas não se depositaram) foi testado por poços de pesquisa petrolífera, o que é surpreendente, sabendo que uma importante coluna de petróleo pesado foi encontrada, nos anos 80, na estrutura salífera, na parte direita do autotraço, pelo poço Cegonha ≠1.

(*) A curva das variações do nível do mar relativo não é outra coisa que 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, quando o regime tectónico predominante é em extensão, ou seja, quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão, ou seja, quando os sedimentos são encurtados).

(**) Rebordo da bacia é o nome dado à ruptura continental quando a bacia tem uma plataforma continental. Quando a bacia não tem uma plataforma continental fala-se sobretudo de rebordo continental.

Fusão Nuclear.............................................................................................................................................................................................................Nuclear Fusion

Fusion nucleaire / Fusión nuclear / Kernfusion / 核聚变 / Ядерный синтез / Incarichi nucleare /

Processo no qual vários núcleos atómicos carregados de maneira semelhante se juntam para formar um núcleo mais pesado. A fusão nuclear pode ser é acompanhada de libertação ou absorção de energia.

Ver: « Fissão nuclear »
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« Big Bang (teoria) »
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« Entropia »

A fusão nuclear (ou termonuclear) é, com a fissão, um dos dois principais tipos de reacções nucleares. A fusão nuclear é um processo no qual dois núcleos atómicos se associam para formar um núcleo mais pesado. A fusão de núcleos libera enormes quantidades de energia proveniente da atracção entre os nucleões (designação atribuída a um protão ou a um neutrão, ambos partículas existentes no núcleo atómico), devido à interacção forte (uma das quatro forças fundamentais). Esta reacção é produzida, naturalmente, no Sol e na maior parte das estrelas do Universo. Apesar da pesquisa realizada em todo o mundo desde a década de 1950, não existe nenhuma aplicação industrial da fusão na produção de energia, excepto, evidentemente, no campo militar com a bomba de hidrogénio, uma vez que uma tal aplicação não visa de maneira nenhuma a conter e dominar a reacção produzida. Existem alguns outros usos menos conhecidos, tais como geradores de neutrões usado em particular para a detecção de explosivos. O interesse da fusão nuclear é de, teoricamente, produzir muito mais energia (cerca de 3/4), do que a fissão, em massa igual de combustível. Além disso, os oceanos contêm deutério suficiente para permitir alimentar o planeta durante centenas de milénios. Ao contrário da fissão nuclear, os produtos de fusão não são radioactivos (principalmente do hélio-4), mas quando a reacção utilizada emite neutrões rápidos, estes podem transformar os núcleos, que os captam, em isótopos. Uma reacção de fusão nuclear requer que dois núcleos atómicos se interpenetrem. Para isso é preciso que os núcleos superem a repulsão devido às suas cargas eléctricas todas as duas positivas (barreira de Coulomb). Se aplicarmos unicamente as leis da mecânica clássica, a probabilidade de obter a fusão dos núcleos seria muito baixa devido à energia cinética (correspondente à agitação térmica) extremamente elevada necessária para atravessar a barreira. No entanto, a mecânica quântica prevê, o que se verifica na prática, que a barreira de Coulomb pode ser atravessada por túneis em energias mais baixas. (http://fr.wikipedia.org/wiki/Fusion_nucléaire). A fusão nuclear é o processo de base da formação dos núcleos dos átomos quer na nucleossíntese primordial (responsável dos elementos ligeiros como o hidrogénio e hélio), quer no centro das estrelas (os elementos mais pesados que o hélio, mas menos pesados que o ferro), quer nas supernovas* onde os elementos mais pesados que o ferro são fabricados.

(*) Morte explosiva de uma estrela maciça (massa superior a 1,4 a massa do Sol) que gastou todo o seu carburante e cujo envelope é projectado para o exterior, enquanto que a parte interna colapsa formando, função da sua massa, uma estrela a neutrões ou um buraco negro.