Iardang (colina)........................................................................................................................................................................................................................................Yardang

Iardangue / Yardang / Yardang / 雅丹地貌 / Ярданг / Yardang (collina) /

Ride esculpida pelo vento nos ambientes desértico. Os iardangues são estruturas alongados, tipicamente, com três ou mais vezes mais longas do que largas, que quando são vistas de cima, lembram o casco de um barco.

Ver: « Deserto »
&
« Erosão »
&
« Duna »

Os iardangues são cristas com cerca de 15 metros formadas pela erosão das camadas de rocha, alternadamente, resistentes e tenras. Os iardangues podem ser encontrados na maioria dos desertos. Dependendo dos ventos e da composição dos depósitos, os iardangs podem ter formas muito estranhas (algumas se assemelham a diversos objectos e mesmo pessoas). Nos iardangues, o lado barlavento (exposto ao vento) é abrupto e a estrutura torna-se cada vez mais baixa e estreita à medida que nos afastemos do vento. Como dito acima, ao contrário da maioria dos montes esculpidos pela água e por perda de massa, os iardangues são, tipicamente, três ou mais vezes mais longos que largos. Individualmente, os iardangues variam de poucos centímetros até vários quilómetros de comprimento e de poucos centímetros até 30 m ou mais de altura. Ao longo da base de cada flanco dos iardangues, especialmente, nos grandes iardangues, sulcos significativos são muito comuns. Esses sulcos, cortados por abrasão, marcam a localização da parte mais densa da carga dos sedimentos transportados pelo ar. Os iardangs são, normalmente, mais altos e largos no flanco que enfrenta o vento, e mais pequenos e estreitos a catavento (flanco orientado no sentido do vento). Os iardangues podem ser isolados, ou podem ocorrer em grupos, chamados campos (ou frotas, uma vez que eles se assemelham aos cascos de embarcações invertidas). Os pequenos iardangues com cerca de 2/4 m de altura são geralmente esculpidos nos sedimentos semiconsolidados das "playas" ou e outros sedimentos, relativamente, macios ou materiais granulares. Nas regiões áridas e com fortes ventos soprando quase sempre na mesma direcção, iardangues com vários quilómetros de comprimento podem ser esculpidos em siltitos, arenitos, argilitos e calcários e, raramente, nas rochas cristalinas, como xisto e gneiss. A maioria destes grandes iardangues fazem parte de uma grande área de terreno sulcado, embora frotas ou campos de iardangues sem sulcos associados também se encontrem em afloramentos, mais ou menos, isolados.

Icebergue...............................................................................................................................................................................................................................................................Iceberg

Iceberg / Iceberg / Eisberg / 冰山 / Айсберг / Iceberg /

Grande bloco de gelo, de água doce, que se partiu de um glaciar, construído pela acumulação de neve, ou de uma plataforma de gelo (zona de escoamento do glaciar sobre a superfície do oceano) e que flutua no mar aberto.

Ver: « Glaciar »
&
« Criosfera »
&
« Glacioeustasia »

Em geral, os icebergues são classificados segundo o tamanho. Na classificação da "Patrulha Internacional do Gelo" distinguem-se seis grandes famílias: (i) Bloco de gelo, menos de 5 m de altura e menos de 5 m de comprimento ; (ii) Grande bloco de gelo, entre 1 e 5 metros de altura e com um comprimento entre 5 e 15 metros ; (iii) Icebergue pequeno, entre 5 e 15 metros de altura e um comprimento entre 15 e 60 metros ; (iv) Icebergue médio, entre 15 e 45 metros de altura e um comprimento entre 60 e 120 metros ; (v) Icebergue grande, entre 45 e 75 metros de altura e um comprimento entre 120 e 200 metros e (vi) Icebergue muito grande, altura superior a 75 m e comprimento maior que 200 metros. Existe também uma classificação baseada na forma. Assim podem distinguir-se: (A) Icebergues tabulares (relação comprimento-altura superior a 5:1 e uma superfície plana no topo) e (B) Icebergues não-tabulares, que podem ter várias formas (doma, pináculo, cunha, vale, cubo, etc.). A densidade do gelo puro é cerca de 920 kg/m^3. A densidade da água do mar é cerca de 1025 kg/m^3. Assim, como ilustrado nesta figura, unicamente, um décimo do volume de um icebergue está acima da água. A forma da parte do icebergue que resta dentro da água é difícil de deduzir a partir da parte visível. É por isso que se diz "a ponta do icebergue" para designar um problema ou dificuldade, o que significa que o problema visível é, unicamente, uma pequena parte de um problema muito maior. A presença de icebergues é um grande problema para a pesquiza petrolífera. Os navios de perfuração não podem ser ancorados no fundo do mar. Eles têm que ter um posicionamento dinâmico para poderem evitar, rapidamente, um icebergue. Quando trabalhamos nos navios de perfuração no offshore do Labrador, desde que o radar assinalava um icebergue a 10 km, a luz de segurança virava a amarelo e se o icebergue se aproximava a 4 km, a sonda de perfuração era desconectada e o navio afastava-se para deixar passar o icebergue. Em certos casos, um icebergue pode ser desviado por um navio-reboque.

Icnofóssil..........................................................................................................................................................................................................................................................Icnofossil

Ichnofossile / Icnofósil / Ichnofossil (Spur fossil) / 追踪 / След жизнедеятельности / Fossil di traccia /

Fóssil do traço (passagem de um animal) ou túnel ou buraco escavado por um organismo.

Ver: « Fóssil »
&
« Fóssil Guia »
&
« Glossifungito »

Os icnofósseis são vestígios de actividade vital (actividade biológica) de organismos do passado. Como exemplo de icnofósseis pode citar-se os fósseis de pegadas, de pistas de deslocação, de marcas de dentadas, de excrementos, de ovos, de túneis, de galerias de habitação, etc. Várias actividades biológicas podem produzir icnofósseis: (i) Deslocamento, pegadas, pistas, trilhos, etc ; (ii) Alimentação, marcas de dentadas, gastrólitos, coprólitos, etc ; (iii) Habitação, galerias, tocas, túneis, etc. e (iv) Reprodução, ovos, posturas, ninhos, etc. Os traços fósseis sugerem as mais antigas evidências de vida animal na Terra. Os primeiros traços de artrópodes, por exemplo, são do Câmbrico/Ordovícico e as pistas nas areias do Ordovícico permitem determinar o comportamento destes organismos. Os icnofósseis podem dar diversos tipos de informações, contudo, como fósseis idênticos podem ser criados por uma série de organismos diferentes, os traços fósseis só nos podem informar, de maneira segura sobre duas coisa: (a) A consistência dos sedimentos no momento da sua deposição e (b) O nível de energia do ambiente de deposição. Os traços fósseis são, geralmente, difíceis de correlacionar com um horizonte específico. A taxonomia convencional não é aplicável, e por isso um outro tipo de taxonomia foi proposta. No nível mais alto da classificação, cinco modos de comportamento são reconhecidos: (1) Domichnia, estruturas de habitação que reflectem a posição do organismo que o criou ; (2) Fodinichnia, estruturas tridimensionais deixadas por animais que comem através dos sedimentos, como, por exemplo os litofagos ; (3) Pascichnia, são os traços deixados por herbívoros na superfície de um sedimento mole ou de um substrato mineral ; (4) Cubichnia, vestígios de traços, sob a forma de uma impressão deixada por um organismo num sedimento mole ; (5) Repichnia, vestígios rastejamento na superfície dos sedimentos. Muitos destes fósseis são classificados em géneros, alguns dos quais são ainda subdivididas em uma espécie. A classificação é baseada na forma e modo de comportamento implícitos. Entre os mais comuns géneros de icnofósseis pode citar-se: Asteriacites, Chondrites, Climactichnites, Cruzianas, Entobia, Gastrochaenolites, Petroxestes, Protichnites, etc.

Idade.................................................................................................................................................................................................................................................................................................Age

Âge / Edad / Alter / 年龄 / Возраст / Età /

Divisão do tempo geológico inferior a uma Época. O Valanginiano é uma época do Neocomiano, que é pertence ao período Cretácico, o qual pertence a era Mesozóica, a qual faz parte do Éon Fanerozóico.

Ver: " Tempo Geológico "
&
" Éon "
&
" Escala do Tempo (geológico) "

O tempo geológico divide-se em Éons, Eras, Períodos, Épocas e Idades. Nesta escala, por falta de espaço, estão representados, unicamente, e a titulo de exemplo, algumas Épocas e Idades. Na última coluna, está dada, em percentagem, o tempo desde o começo de cada Período até hoje. O tempo geológico desde o inicio do Ordovícico até hoje representa cerca de 13% do tempo geológico total (Arcaico, 100%). Esta coluna sublinha, perfeitamente, que aquilo que os geocientistas conhecem da história da Terra representa apenas a "ponta do icebergue". O Pré-Câmbrico representa 80% da história do nosso planeta. Como ilustrado, os equivalentes estratigráficos, isto é, as rochas, das divisões temporais são, respectivamente: Enotemas, Eratemas, Sistemas, Séries e Andares. Por isso, não se deve dizer, por exemplo, que: "as rochas deste intervalo sedimentar depositaram-se durante o Cretácico Superior", mas sim "as rochas deste intervalo sedimentar depositaram-se durante o Cretácico Tardio". O Cretácico Superior é um sistema geológico (conjunto de rochas) e não um período geológico (intervalo de tempo da historia da Terra). Da mesma maneira, não se devem confundir Idades e Andares. O Valanginiano Inicial (idade geológica) é o período geológico durante o qual se depositaram as rochas do Valanginiano Inferior (andar geológico). Segundo a carta cronostratigráfica do Mesozóico e Cenozóico (Hardenbol J. et al., 1998), no Cenozóico, há 20 idades, enquanto que no Mesozóico há 30 e no Cretácico, unicamente, 12. No Cretácico, da mais recente para a mais antiga, as idades foram denominadas : (i) Maastrichiano (65,0 - 71,3 Ma) ; (ii) Campaniano (71,3 - 83,5 Ma) ; (iii) Santoniano (83,5 - 85,8 Ma) ; (iv) Coniaciano (85,8 - 89,0 Ma) ; (v) Turoniano (89,0 - 93,5 Ma) ; (vi) Cenomaniano (93,5 - 98,9 Ma) ; (vii) Albiano (98,9 - 112,2 Ma) ; (viii) Apciano (112,2 - 121,0 Ma) ; (ix) Barremiano (121,0- 127,0 Ma) ; (x) Hauteriviano (127,0 - 132,0 Ma); (xi) Valanginiano (132,0 -137,0 Ma) e (xii) Berrisiano (137,0 - 144 Ma). Os tempos que limitam estas diferentes idades estão referenciados à magnetostratigrafia (Cande and Kent, 1992, 1995; Gradstein et al., 1994).

Idade Relativa.......................................................................................................................................................................................................................Relative Age

Âge relatif / Edad relativa / Relative alter / 相对年龄 / относительный возраст / Età relativa /

Idade aproximada das rochas, fósseis ou minerais, determinada por comparação, isto é, se elas ou eles são mais novas ou mais velhas do que as circunvizinhas.

Ver: " Tempo Geológico"
&
" Biostratigrafia "
&
" Escala do Tempo (geológico )"

Actualmente, a idade relativa das rochas ou dos fósseis é para a maioria dos geocientistas uma evidência. Há 200 anos, este conceito foi uma das grandes descobertas da Geologia. O verdadeiro tempo geológico representado por uma camada é desconhecido ou uma matéria de opinião. Nenhuma taxa de deposição pode ser determinada, de maneira exacta. A idade relativa é estimada a partir das relações estratigráficas e estruturais, como, por exemplo, a sobreposição ou tipo de fósseis, uma vez que as idades relativas e as sucessões dos fósseis foram desde há muito tempo determinadas pelos paleontologistas. As medidas de desintegração dos isótopos radioactivos, como, o urânio, rubídio, árgon e carbono, que permitiram aos geocientistas determinar com precisão a idade, em anos, das formações geológicas, são conhecidas como determinações da idade absoluta. Embora, estas determinações sejam conhecidas como absolutas é preciso não esquecer que elas implicam um erro potencial (erro do método) e que, por conseguinte, elas não são exactas. Ao contrário, certas acumulações sazonais, relativamente, recentes, como as varvas*, podem ser contadas e, assim, dar a idade absoluta de uma acumulação. Nesta figura estão ilustrados dois exemplos, da mesma bacia, de determinação de idades relativas. No primeiro (Dobras, Discordâncias) está representada um discordância (superfície de erosão) induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo que foi, localmente, reforçada pela tectónica (discordância angular, como dizem certos geocientistas). No segundo, a superfície de erosão induzida pela descida significativa do nível do mar, aplanou um intervalo sedimentar que foi deformado por um regime tectónico extensivo que alargou os sedimentos por falhas normais. Mais tarde, uma subida d nível do mar relativo do mar permitiu o deposito de uma série sedimentar (11 e 12) que fossilizou os intervalos pré-discordância (1, 2, 3, 4, 5, etc.). Em ambos os exemplos, o intervalo 11 é mais antigo do que o intervalo 12 e mais recente que o intervalo 5, no primeiro exemplo, e que o intervalo 4 no segundo exemplo. A idade relativa da discordância é entre 5 e 11, para o primeiro exemplo e entre 4 e 11 para o segundo. Na realidade, a idade relativa da discordância pode ser de 10 ou de 8. Tudo depende do conhecimento que o geocientista tem da região. De facto, quando um geocientista diz que a idade de uma discordância é de 65 Ma, por exemplo, é porque ele sabe a que idade dos cones submarinos de bacia (CSB) associados com essa discordância é de 65 Ma, isto é, o tempo geológico do hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes e sobrejacente à discordância ou à paraconformidade correlativa, em água profunda (o hiato corresponde ao tempo geológico dos estratos que foram removidos e não ao tempo em que a erosão ocorreu). Da mesma se um geocientistas diz que nos esquemas ilustrados acima a discordância têm uma idade 8, por exemplo, ele está a dizer, que a idade dos cones submarinos de bacia associados com a descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja 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 global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que induziu a superfície de erosão responsável desta discordância é 8. Esta idade sugere, de maneira relativa, que na região em causa, a idade do hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes à discordância e 8. Dentro de um ciclo sequência, a idade relativa dos cones submarinos da bacia é dada pela idade dos argilitos pelágicos que formam dentro de um lóbulo turbidítico a camada E, na terminologia de Bouma. De facto, Um lóbulo turbidítico é constituído por um estrato arenoso com um grande continuidade lateral, grano crescente para cima, com marcas de ondulação, marcas de base de camada, turboglifos e marcas de objectos e uma camada argilosa pelágica (camada E de Bouma), depositado como um único evento, no qual as variações d energia do escoamento gravitário confere à camada feições típicas. A sequência de Bouma típica de um lóbulo turbidítico inicia-se com: 1) Uma camada A, de base abrupta, com uma de espessura da ordem dos decímetros, de arenito grosso a médio granodecrescente para cima ascendente ; 2) Uma camada B de arenito com laminação plano-paralela ; 3) Uma camada C caracterizada pela presença de laminações cruzadas de inclinação crescente para cima ; 4) Uma camada D formada por siltitos com laminações paralelas associados ao escoamento turbidítico e 5) Uma camada E formada por argilitos pelágicos.

(*) Cada uma das camadas sedimentares de pequena espessura depositadas de maneira sazonal no fundo dos lagos, que têm uma estrutura típica lamelar com uma alternância de sedimentos de arenosos ou siltosos de cor clara, depositados no verão, e sedimentos argilosos escuros, depositados no inverno. Quando o lago é do tipo glaciário, as varvas são chamadas varvas glaciolacustres.

Iehmu (uade, uadi, wadi, ouede)..........................................................................................................................................................................................................Wadi

Wadi (ouede) / Wadi (oued, río), Uadi / Oued / 干谷 / Вади (пересыхающее русло реки в Африке) / Uadi /

Vale com um fundo subhorizontal e paredes abruptas, escavado pelas torrentes em regiões áridas. Um wadi mantêm-se seco, excepto, quando ocorre uma forte precipitação. O termo wadi vem do árabe. Desta palavra derivam os prefixos "guad" e "oed" (como, por exemplo, em Guadiana, Guadalquivir, Odeleite, etc.).

Ver: « Corrente »
&
" Fluvial »
&
“ Lago Temporário »

Esta fotografias ilustram o vale de Degla, o qual está localizado na parte norte do Deserto Oriental do Egipto, não longe da cidade do Cairo. Este vale particular, uma vez que a corrente do Degla só está presente a quando das grandes chuvas, tem um comprimento de cerca de 30 quilómetros e orienta-se, mais ou menos, perpendicularmente ao vale do rio Nilo, onde ela termina, ao sul da cidade de Maadi. Toda corrente é um curso de água, que canaliza as enxurradas. Convencionalmente, a linha mediana de uma corrente, onde os dois lados do vale se intersectam é o talvegue. Embora a corrente não existisse quando estas fotografias foram tiradas, é, relativamente, fácil adivinhar a posição do talvegue. As correntes de água, quando permanentes, têm diferentes nomes de acordo com o tamanho e comportamento. Um rio é uma corrente importante, enquanto que uma ribeira é uma corrente mais pequena, mas maior do que um riacho. As correntes não permanentes são as torrentes (corrente de água rápida e impetuosa que provém das grandes chuvas ou do súbito derretimento das neves) que desaparecem durante as estações secas. Nas áreas desertas, como, por exemplo, na área ilustrada nestas fotografias, as torrentes cavam fundos subhorizontais e vales abruptos formando o que os espanhóis chamam "arroyos" e os árabes "widian" (plural de "wadi"). A deposição num wadi é muito rápida devido à perda repentina de velocidade da torrente e da infiltração da água no substrato poroso. Sobre este assunto, recordamo-nos de ter atravessado, dificilmente. um wadi, de jeep, na região de Keruam (Tunísia), para ir para o hotel dormir, mas, no dia seguinte, quando nos levantamos, a sua travessia foi muito mais fácil, uma vez, que durante a noite, uma enxurrada preencheu-o, completamente, de sedimentos. Os depósitos de wadi são, quase sempre, formados de areia e blocos mal calibrados, que mais tarde são retrabalhados pelo vento.

Ilha de Areia................................................................................................................................................................................................................................Sand Island

Île de sable / Isla de arena / Sand Insel / 桑迪岛 / Искусственный остров / Isola di sabbia /

Superfície de terra emersa das águas do mar ou de um lago, isolada da área continental. Uma ilhota é uma ilha pequena e um ilhéu uma superfície de terra mais pequena do que uma ilhota.

Ver: « Leixão »
&
« Ilhota (rocha) »
&
« Linha da Costa »

Nestes esquema estão representados os principais elementos morfológicos costeiro. Assim, para além da ilha indicada pela flecha e que neste caso representa a parte superior de um depósito de areia formado próximo la linha da costa, pode distinguir-se: (i) Praia, que é um tipo de costa baixa com estrão constituído por materiais detríticos, terrígenos, areno-siltosos e grosseiros (calhaus e blocos), por outras palavras uma acumulação de areia ou calhau ao longo da linha da costa ; (ii) Penhasco ou Arriba, que é uma parede rochosa, muito íngreme, que enfrenta o mar ; (iii) Promontório, que é o cabo ou a extremidade de um penhasco ou ponta rochosa (saliência afilada do traçado da costa, avançada em direcção do mar) ; (iv) Caverna, que é uma cavidade subterrânea natural criada por uma lenta dissolução e erosão das rochas pelo mar ; (v) Arco natural, que é uma arco perfurado pelo mar num penhasco perto do promontório ; (vi) Leixão, que é o esporão rochoso, alto e estreito, que emerge de uma plataforma de erosão e que, muitas vezes, é o resultado do colapso de um arco natural, o que testemunha um recuo da arriba ; (vii) Escolho, que é uma saliência rochosa que emerge ou, que fica quase a descoberto na baixa-mar e, que durante a preiamar, em regra, é submersa ; geneticamente, como ilustrado neste esquema, um escolho testemunha o recuo da plataforma de abrasão e corresponde a degradação última de um arco natural e de um leixão ; (viii) Restinga, que é um cordão litoral, que se forma pelo crescimento das cristas prelitorais, com uma extremidade livre, a ponta da restinga e, a outra, apoiada na costa ; (ix) Ilhota, que é uma pequena ilha, isto é, uma superfície de terra emersa e isolada do continente (um ilhéu é mais pequeno que uma ilhota) ; (x) Laguna, que é um corpo de água do mar, pouco profundo, separado do mar por um cordão litoral arenoso ou por uma ilha barreira ; (xi) Dunas, que são acumulações de areia modeladas pelo vento ; (xii) Estuário, que é uma desembocadura de um rio influenciada pelas marés ; (xiii) Tômbolo, que é uma extensão de areia que junta ilha a costa, e que podem ser simples ou compostos (duplos ou triplos), consoante são formados por um ou mais cordões. Os tômbolos compostos formam-se, por vezes lagunas entre os cordões (costa de tipo lido).

Ilhota (rochosa).....................................................................................................................................................................................................................................Rocky Islet

Îlot / Islota / Eiland / 洛基胰岛 / Скалистый островок / Isolotto /

Pequena ilha rochosa maior do que um ilhéu, quer isto dizer, que têm dimensões que permitem a construção de habitações definitivas.

Ver: « Ilha (areia) »
&
« Linha da Costa »
&
« Cordão litoral »

No offshore oeste de Portugal, a cerca de 9 quilómetros de distância do Cabo Carvoeiro, o arquipélago das Berlengas é composto por uma ilhota e dois ilhéus, Berlenga Grande (recifes adjacentes), Estelas e Farilhões-Forcadas, todas de natureza geológica diferente da costa portuguesa. A Berlenga Grande, ilustrada nesta figura, tem cerca de 1500 metros de comprimento por 800 metros de largura e 85 metros de altura. A Berlenga Grande tem uma área de 78,8 ha é única onde se pode viver. Por isso o nome de ilhota é o mais adequado. No esquema inferior estão representados os principais elementos morfológicos costeiro: (i) Ilha de areia, que a parte superior de um depósito de areia formado próximo la linha da costa ; (ii) Praia, costa baixa com estrão constituído por materiais detríticos, terrígenos, areno-siltosos e grosseiros ; (iii) Penhasco ou Arriba, parede rochosa, muito íngreme, que enfrenta o mar ; (iii) Promontório, cabo ou extremidade de um penhasco isto é, uma saliência afilada do traçado da costa, avançada em direcção do mar ; (iv) Caverna, cavidade subterrânea natural criada por uma lenta dissolução e erosão das rochas pelo mar ; (v) Arco natural, arco perfurado pelo mar num penhasco perto do promontório ; (vi) Leixão, o esporão rochoso, alto e estreito, que emerge de uma plataforma de erosão e que, muitas vezes, é o resultado do colapso de um arco natural ; (vii) Escolho, saliência rochosa que emerge ou, que fica quase a descoberto na baixa-mar e, que durante a preiamar, em regra, é submersa ; (viii) Restinga, cordão litoral, que se forma pelo crescimento das cristas prelitorais, com uma extremidade livre, a ponta da restinga e, a outra, apoiada na costa ; (ix) Ilhota, pequena ilha, isto é, uma superfície de Terra emersa e isolada do continente (um ilhéu é mais pequeno que uma ilhota) ; (x) Laguna, corpo de água do mar, pouco profundo, separado do mar por um cordão litoral arenoso ou por uma ilha barreira ; (xi) Dunas, acumulações de areia modeladas pelo vento ; (xii) Estuário, desembocadura de um rio influenciada pelas marés ; (xiii) Tômbolo, que é uma extensão de areia que junta ilha a costa.

Iluvial................................................................................................................................................................................................................................................................................Illuvial

Illuvial / Illuvial / Illuvial (Nachdem unterzogen Illuviation) / IIluvial (在经历了淀积作用) / Иллювиальный / Illuvial (che hanno subito illuviation) /

Que sofreu uma iluviação, quer isto dizer, que sofreu uma deposição de coloides (substância semelhante à cola, que não se cristaliza e que se difunde lentamente), sais solúveis e partículas minerais lixiviadas vindas de uma camada do solo sobrejacente. Sinónimo de Iluvião.

Ver: « Solo »
&
« Lixiviação »
&
« Eluviação »

Como ilustrado nestes esquema, um material iluvial ou iluvião, é o material deslocado através de um perfil de solo (conjunto dos horizontes que formam um solo), de uma camada para outra, pela acção da água da chuva. Num solo, de cima para baixo, podem distinguir-se sete horizonte: O, P, A, E, B, C, D e a rocha firme. A remoção de material de uma camada de solo chama-se de eluviação. O transporte do material pode ser mecânico ou químico. O processo de deposição de um illuvião é a iluviação, a qual corresponde a um transporte assistido pela água no sentido vertical (não confunda com a aluviação que é um transporte assistido pela água que se escoa, mais ou menos, horizontalmente). Em geral os solos são classificados em função da granulometria das suas partículas. Podem distinguir-se : (i) Solos Arenosos, que tem grande parte de suas partículas classificadas na fracção areia, de tamanho entre 2mm e 0,05mm, formado, principalmente, por cristais de quartzo e minerais primários, que têm boa aeração e a capacidade de infiltração de água ; (ii) Solos Siltosos, que tem grande parte das suas partículas classificadas na fracção silte, de tamanho entre 0,05 e 0,002mm, geralmente, são muito erosíveis ; (iii) Solos Argilosos, que tem grande parte de suas partículas classificadas na fracção argila, de tamanho menor que 0,002mm (tamanho máximo de um colóide) e que não são tão arejados, mas armazenam mais água quando bem estruturados ; (iv) Latossolos, que possuem uma baixa capacidade de troca de catiões , menor que 17 mol, presença de argilas de baixa actividade e que, geralmente, são solos muito profundos (mais que 2 m), bem desenvolvidos, localizados em terrenos planos ou pouco ondulados, tem textura granular e coloração amarela a vermelha escura ; (v) Solos lixiviados, que uma grande quantidade de chuva carrega de nutrientes, tornando o solo pobre (pobre de potássio, e nitrogénio) ; (vi) Solos Negros, uma vez que são ricos em matéria orgânica ; (vii) Solos áridos, que pela ausência de chuva, que não desenvolvem o seu solo ; (viii) Solos de montanhas, aqueles nos quais que o solo é jovem.

Imbricação (clastos).................................................................................................................Imbrication, Overlapping, Shingling

Imbrication / Imbricación / Schuppenlagerung / 重叠/ Взаимное чешуйчатое наложение (пород) / Sovrapposizione /

Deposição primária dos clastos com uma orientação preferencial como as telhas num telhado de ripas ou como uma série de dominós derrubados.

Ver: « Sedimento »
&
« Transporte (sedimentos) »
&
" Deposição (clásticos) »

Em sedimentologia, como sugerido nesta figura, a imbricação refere-se a um padrão de deposição primária constituída por uma orientação preferencial dos clastos de tal forma que se sobrepõem uns aos outros de maneira, mais ou menos, consistente, um pouco como uma série de dominós derrubados. Este tipo de orientação dos clastos permite aos geocientistas de determinar a direcção das correntes originais. A imbricação dos clastos é, sobretudo, observada nos conglomerados e, em certos, depósitos vulcanoclásticos. Ela pode, também, ser observada em determinados depósitos eólicos. Como nos conglomerados a forma de muitos clastos é, aproximadamente, a de um elipsóide. Três eixos principais podem pôr-se em evidência: (i) O eixo principal, também chamado eixo maior ou eixo A ; (ii) O eixo intermediário ou eixo B e (iii) O eixo pequeno ou eixo C. Muitos geocientistas consideram dois tipos principais de imbricação: (A) Imbricação segundo o eixo A, na qual os eixos principais (mais longos) dos clastos são orientadas paralelamente à direcção do escoamento da corrente e (B) Imbricação segundo o plano AB, no qual os eixos maiores dos clastos são orientadas perpendicularmente à direcção do fluxo e (C) Imbricação apoiada no plano AB, com os eixos intermediários dos clastos na direcção do escoamento da corrente. A imbricação segundo o eixo A é característica de clastos transportados em suspensão e, por isso, ela só é preservada no caso de um escoamento rápido no qual os clastos são depositados sem qualquer rolamento significativo. Este padrão é típico dos conglomerados na base de camadas turbidíticas dos cones submarinos de bacia (camada A), mas também é, ocasionalmente, observado nos depósitos de leques aluviais retrabalhados pelas enxurradas. A imbricação segundo o plano AB é característica de clastos transportados por arrastamento. Essa imbricação forma-se, por exemplo, quando os clastos rolam na base de um canal. Como ilustrado no esquema inferior, os clastos achatados rolam sobre os clastos mais a jusante e depositam-se contra eles com sua extremidade jusante apoiada contra o clastos inferior, o que pode pode ser utilizado para diagnosticar as direcções de escoamento originais.

Impacto (asteróides e cometas)................................................................................................................................................................................................Impact

Impact (astéroïdes et comètes) / Impacto (asteróides y cometas) / Impakt / 撞擊事件 / Столкновение (астероидов и комет) / Impatto astronomico /

Estrutura formada na superfície da Terra pela queda de um asteróide ou de um cometa. Os impactos de asteróides e cometas ocorreram com uma relativa frequência, durante o Quaternário. Um desses impactos criou uma importante cratera, no Arizona, com cerca de 1200 metros de diâmetro e 180 metros de profundidade.

Ver: « Princípio Geológico »
&
« Tempo Geológico »
&
« Colisão Continental »

Os impactos ou melhor as crateras de impacto são estruturas geológicas formadas quando um meteoro, um grande asteróide ou cometa colide contra um planeta ou um satélite. Todos os corpos internos do sistema solar foram, fortemente, bombardeados por meteoritos durante sua história. As superfícies da Lua, Marte e Mercúrio, onde a maior parte dos processos geológicos pararam desde há muitos milhões de anos, o registo de tal bombardeio é muito evidente. Todavia, na Terra, que foi muito mais bombardeada do que a Lua, as crateras de impacto desapareceram de maneira, mais ou menos, contínua pela erosão e deposição, mas também pela actividade vulcânica e tectónica. Unicamente, cerca de 120 crateras de impacto foram até hoje reconhecidas na superfície terrestre. A maioria foi encontrada nos cratões, geologicamente, estáveis da América do Norte, Europa e Austrália. Esta figura ilustra a Cratera Meteor (ou cratera de Barringer), no Arizona, que foi talvez a primeira cratera de impacto reconhecida na Terra. Ela foi identificada em 1 920 por trabalhadores que descobriram fragmentos do meteorito (pequeno meteoro) dentro da cratera que ele provocou. Supõe-se que este impacto ocorreu há, mais ou menos, 50000 anos, quando um meteorito de, mais ou menos, 50 metros de diâmetro e com uma velocidade de cerca de 40000 km/h colidiu com a Terra, criando uma cratera com 200 metros de profundidade e cerca de 1,6 quilómetro de diâmetro. Antes do impacto, parte do asteróide se partiu, criando uma nuvem de fragmentos de ferro e que, aproximadamente, metade das 300 mil toneladas originais permaneceu intacta e atingiram a Terra. No dia 30 de Junho de 1908, um asteróide (pequeno corpo celeste que gravita à volta do Sol) de grande tamanho explodiu acima da superfície da Sibéria (evento de Tunguska) esmagando centenas de quilómetros de floresta (próxima ao rio Podkamennaya Tunguska), mas, curiosamente, quase não deixou traços extraterrestres. Hoje em dia, utilizando satélites especiais, os cientistas têm monitorado meteoritos do tamanho de automóveis explodindo no ar. Várias outras crateras, relativamente, mais pequenas, com fragmentos do meteorito no seu interior, foram durante muitos anos a única evidência para corroborar a hipótese de um impacto. Os geocientistas realizaram que a maior parte das vezes os resíduos do meteoro, não sobrevivem à colisão. Nas colisões causadas por grande meteoros, enormes pressões e temperaturas são criadas, o que pode, completamente, vaporizar o meteoro, derrete-lo, totalmente, ou formar uma mistura com as rochas derretidas. Depois de alguns milhares de anos, qualquer componente detectável de um meteoro pode desaparecer completamente. Em certos casos, uma abundância, relativamente, importante de elementos ferruginosos não terrestres pode ser detectada nas rochas fundidas pelo impacto. Quando, em 1991, A. Hildebrand et al., (1991) sugeriram que estrutura circular, de 180 km de diâmetro, enterrada na península de Yucatán (México), é uma cratera de impacto. Os geocientistas que trabalharam na pesquisa petrolífera dessa área, compreenderam, finalmente, o grande padrão circular visível na carta gravimetria da área, assim como a estratigrafia encontrada pelos poços de pesquisa perfurados dentro e junto dessa estrutura circular: uma sucessão de rochas ígneas andesíticas (com uma composição química e isotópica semelhantes às dos tectitos (*)), interstratificadas e cobertas por brechas que contêm evidências de metamorfismo de choque (pressões acima dos megabars) y temperaturas acima de los 10000° C ou mais). Actualmente, a maior parte dos geocientistas pensam que o impacto aconteceu no Cretácico Tardio, há cerca de 66 milhões anos atrás, e que foi, provavelmente, uma das razões da extinção de numerosos grupos de animais e plantas, incluindo os dinossauros. Evidências sugerem que o meteoro poderia ter sido um pedaço de um asteróide muito maior que se fragmentou numa colisão no espaço distante há mais de 160 milhões de anos. Em Março de 2010, geocientistas de mais de 33 instituições internacionais reviram os dados disponíveis e concluíram que o impacto em Chicxulub é certamente uma das causas as extinções em massa no limite K–T incluindo a dos dinossauros. Todavia, para outros geocientista, o meteoro que atingiu o planeta há 66 milhões de anos não foi o único culpado uma vez que grandes erupções vulcânicas, em particular, os escoamentos de lava no planalto de Deccan (Índia) parecem ter sido causadas pelo impacto. Todavia, P. Rene da Universidade da Califórnia em Berkeley, que estudou tais escoamento diz: "Com base na nossa datação da lava, podemos estar bastante seguros de que a actividade vulcânica e o impacto aconteceram durante os 50 mil anos durante os quais ocorreram a extinção”. (http://news.berkeley.edu/2015/10/01/asteroid-impact-volcanism-were-one-two-punch-for-dinosaurs/)

(*) Rochas de vidro natural com dimensões de alguns centímetros que se crê terem sido formadas como resultado de impactos de grandes meteoritos com a superfície da Terra.

Impedância (acústica)........................................................................................................................................................................................................Impedance

Impédance (acoustique) / Impedancia (acústica) / Schallkennimpedanz / 声阻抗 / Акустический импеданс / Impedenza acustica /

Produto da velocidade das ondas sísmicas pela densidade do meio onde elas se propagam. Uma reflexão sísmica é induzida por uma variação da impedância acústica. As ondas sonoras viajam em todas as direcções. Unicamente, as ondas que viajam em direcção ao centro da Terra podem ser reflectidas pelas estruturas (interfaces) subjacentes às explosões, que os geofísicos produzem em superfície.

Ver: « Coeficiente de Reflexão »
&
« Reflexão Sísmica »
&
« Sísmica de Reflexão »

A lei de Snell exprime a relação entre os ângulos de incidência e refracção para uma onda que atinge uma interface entre dois meios com diferentes impedâncias. Esta lei tem uma condição limite: a onda deve ser contínua através da interface, isto é, a fase da onda incidente deve ser constante em não importa que plano. A lei de Snell é formulado como: n₁sinθ₁=n₂sinθ₂, onde θ₁ e θ₂ são os ângulos, medidos em relação à perpendicular da interface, da onda de incidência e de refracção, respectivamente. Esta lei controla todas as reflexões dentro do ângulo crítico, a partir do qual ocorre a refracção. Uma reflexão sísmica é função do coeficiente de reflexão (R= {(v₂.d₂) (v₁.d₁)} / {(v₂.d₂) (v₁.d₁)}, o qual corresponde à relação entre a amplitude da onda reflectida e incidente (reflectividade). A relação entre a energia reflectida e incidente é o quadrado do coeficiente de reflexão. Quanto maior for a diferencia entre as impedância dos intervalos, que definem a interface, maior será a amplitude da reflexão. Quando a impedância do intervalo superior e a do intervalo inferior forem iguais, não há reflexão associada à interface sedimentar, o que quer dizer, que para que haja uma reflexão sísmica é necessário que exista um contraste de impedância acústica. Contudo, várias vezes observamos reflexões sísmicas (descontínuas, isto é, com um polaridade que varia lateralmente) entre dois intervalos adjacentes com a mesma impedância acústica, quando todos os registos eléctricos dos poços de pesquiza que atravessaram a interface (potencial espontâneo, raio gamma, sónico, neutrão, densidade) são semelhantes. Notamos, contudo, que a diagrafia da inclinação sugeria, fortemente, a presença de uma discordância reforçada pela tectónica (discordância angular), o que quer dizer, que uma mudança do comportamento estrutural dos reflectores pode, provavelmente, produzir uma reflexão.

Incarbonização...............................................................................................................................................................................................Coalification

Carbonisation / Carbonización / Inkohlung / 煤化 / Карбонизация / Carbonificazione /

Aumento do teor em carbono e valor calorífico, assim como a diminuição de teor de humidade da matéria volátil e do oxigénio do material carbonoso, quando este é transformado de turfa em linhite, carvão betuminoso e, finalmente, em antracite.

Ver: " Carvão "
&
" Diagénese "
&
" Metano do Carvão "

Com o tempo (geológico), os restos das plantas acumulam-se na base dos pântanos (folhas, galhos, ramos, raízes, etc). Esta acumulação (turfa) sofre uma incarbonização em três fases: (i) Decomposição Aeróbica (em presença de oxigénio) ; (ii) Decomposição Anaeróbica (sem oxigénio) e (iii) Betuminização. A primeira, aparece nos primeiros centímetros de enterramento, onde uma activa decomposição aeróbica reduz o volume cerca de 50%. Como a água é estagnante e a turfa impermeável, as bactérias utilizam todo o oxigénio disponível e morrem terminando a primeira fase. Na segunda fase, um outro tipo de bactérias (que não necessitam de oxigénio) continuam a decomposição reduzindo ainda mais o volume da turfa. Esta decomposição produz ácidos, o que significa que durante as duas primeiras fases a acidez aumenta. Quando o pH (medida da acidez e basicidade de uma solução, que é definida como o co-logaritmo da actividade dos iões de hidrogénio dissolvidos) atinge cerca de 4, todas as bactérias anaeróbicas morre. Atingindo este ponto, a turfa transforma-se numa massa gelatinosa de cor escura, a qual continua a aumentar, enquanto as bactérias continuam o seu trabalho nos níveis superiores. É este material que será, eventualmente, transformado em carvão. Na terceira fase (betuminização), a decomposição é térmica, o que requere, que o material gelatinoso da turfa seja enterrado várias dezenas de metros (função do grau geotérmico da região). Desde que a temperatura atinge cerca de 100° C, o processo de betuminização começa. As reacções químicas eliminam a água, oxigénio e hidrogénio, o que aumentam a porcentagem de carbono. O grau atingido pela betuminização determina o "rank" do carvão. Quando o carbono atinge 85%, a turfa inicial transforma-se num carvão sub-bituminoso. A 90%, ela transformou-se num carvão betuminoso e em antracite quando a percentagem de carbono é de 95%. Durante a betuminização, os restos de plantas são invisíveis a olho nu, e os macerais (constituintes orgânicos dos carvões) pretos brilhantes são preponderantes.

Inclinação (camada).............................................................................................................................................................................................................................................Dip

Inclinaison / Inclinación / Inklination / 地质浸 / Искривление скважины /Inclinazione /

Ângulo máximo pelo qual uma camada ou outro objecto sedimentar, plano, desvia da vertical. A inclinação de uma camada é medida no plano perpendicular à sua direcção. Ângulo formado pela linha de maior declive, traçada na superfície da camada, e a sua projecção sobre o plano horizontal.

Ver : « Configuração dos Estratos »
&
« Estrato »
&
« Inclinação Deposicional »

Os termos direcção e inclinação referem-se aqui orientação e atitude de um elemento geológico. A direcção de uma camada ou de uma falha ou de qualquer outro elemento geológico plano é a linha que representa a intersecção desse elemento com um plano horizontal. Num mapa geológico, isto é representado por um pequeno traço orientado paralelamente à direcção. A inclinação é o ângulo mais íngreme de uma camada ou de um plano em relação a um plano horizontal. A inclinação de uma camada ou grupo de camadas pode ser deposicional ou estrutural. A inclinação deposicional é original. Ela corresponde ao ângulo com a qual uma camada ou um grupo de camadas se depositaram. A escala macroscópica (isto é, à escala de uma bacia sedimentar), a inclinação deposicional é sempre em direcção da parte mais profunda da bacia. A inclinação estrutural, é a inclinação de uma camada ou de um grupo de camadas obtida em resultado de uma deformação tectónica, quer ela seja induzida por um regime tectónico em extensão (alargamento) ou em compressão (encurtamento). O termo "compressão" pode enganar, uma vez que pode haver alargamento com um esforço tectónico positivo. Num regime em extensão (σ₁ vertical, isto é, com o esforço efectivo principal vertical), as rochas são alargadas por falhas normais (não existem falhas normais verticais) e as camadas inclinam, quase sempre, na direcção da zona de subsidência criada pela extensão. É por isso que quando o regime extensivo é contemporâneo da deposição, a espessura das camadas e, consequentemente, a inclinação, aumenta em direcção da zona de subsidência criada pela extensão. Nos regimes em compressão (σ₁ horizontal), as rochas são encurtadas, o que implica um levantamento, quer isto dizer, que, provavelmente, vai haver uma superfície de erosão associada e não uma subsidência, como é o caso num regime extensivo. O encurtamento pode fazer-se pela formação de dobras (anticlinais e sinclinais) ou pelo desenvolvimento de falhas inversas. Em ambos os casos, quase sempre, as camadas inclinam em direcção oposta à zona levantada. Todavia, num anticlinório (grande anticlinal com pequenos anticlinais e sinclinais nos flancos), globalmente, as camadas inclinam em direcção oposta ao levantamento, embora nos flancos se encontrem inclinações com polaridade diferente. Estas inclinações, aparentemente, anómalas, em relação à estrutura macroscópica, respeitam a mesma regra, mas a uma escala mesoscópica, uma vez que os anticlinais e sinclinais localizados nos flancos do anticlinório têm uma outra ordem de grandeza. Não esqueça que o que deforma as rochas não é o esforço tectónico (σ_t), mas os esforços efectivos (σ₁, σ₂, σ₃), isto é, a soma da pressão geostática (σ_g), da pressão hidrostática ou pressão dos poros (σ_p) e do vector tectónico (σ_t), cujo elipsóide pode ser levantado, isto é, estreito (σ₁, quer isto dizer, o eixo maior vertical), quando o regime tectónico é em extensão, ou oblongo, isto é, deitado (σ₁ horizontal) quando o regime tectónico é em compressão. A pressão geostática (σ_g) de um ponto é o peso da coluna sedimentar acima desse ponto. A pressão hidrostática ou pressão dos poros (σ_p) é a pressão exercida pela coluna de água de um ponto de uma rocha até a profundidade. O vector tectónico (σ_t) representa a força tectónica, em geral, horizontal, a qual é quase sempre induzida pelo movimento das placas litosféricas. Uma atenção muito particular tem que ser tomada no qua diz respeito a inclinação dos reflectores sísmico, uma vez que uma linha sísmica é uma secção tempo e não uma secção profundidade, como é o caso de um corte geológico (a escala natural 1:1 ou não, a escala vertical é sempre métrica). A verdadeira inclinação de um reflector sísmico só poder pode ser obtida numa versão em profundidade e a escala 1:1, que isto dizer, numa versão profundidade da linha sísmica e quando a escala horizontal é igual à escala vertical. Em conclusão: (i) A inclinação de um camada é o mais pequeno ângulo que ela forma com o plano horizontal ; (ii) A direcção de uma camada é dada pelo ângulo formado pela intersecção do plano da camada com o plano horizontal ou seja ângulo entre o Norte e uma linha resultante da intercepção do plano considerado com o plano horizontal ; (iii) A inclinação de uma camada é o ângulo agudo entre o plano horizontal e o plano da camada considerado, medido perpendicularmente linha de intersecção dos planos. No campo, para determinar a inclinação de uma camada com uma bússola com clinómetro pode proceder-se da seguinte maneira; a) Alinhar a direcção E-W da bússola com a linha de referência da bússola ; b) Encostar o grande bordo bússola à camada ; c) Registar o valor da inclinação indicado pelo clinómetro na escala graduada (0° a 90°) ; d) Determinar o quadrante para o qual se verifica o sentido da inclinação desse plano (NE, SW, etc.).

Inclinação Deposicional..........................................................................................................................................................Depositional Dip

Inclinaison de déposition / Inclinación deposicional / Ablagerungprozesse Inklination / 沉积底 / Осадочный уклон / Inclinazione di deposizione, inclinazione deposizionale /

Inclinação de uma camada ou grupo de camadas no momento de deposição. Ao contrário da inclinação estrutural, que é posterior à deposição, a inclinação deposicional ou inclinação de deposição é original. A inclinação deposicional é quase sempre em direcção das partes profundas da bacia.

Ver: « Configuração dos Estratos »
&
« Estrato »
&
« Superfície de Deposição »

Ao contrário do que se pensava inicialmente, nem todas as camadas sedimentares se depositam horizontalmente. Há escala macroscópica (escala das cartas geológicas e das linhas sísmicas), todas as superfícies de deposição têm uma geometria sigmóide. Estas superfícies, que têm um valor cronostratigráfico e que correspondem, quase sempre a reflectores sísmicos (o contrário nem sempre é verdade), são muito mais fáceis de seguir nas linhas sísmicas regionais do que no campo (escala mesoscópica ou do afloramento). Quatro rupturas inclinação principais são visíveis ao longo de uma superfície de deposição: (i) Ruptura da Linha de Baía, que é a ruptura entre a superfície aluvial e a planície costeira (corresponde à linha de baía, que marca o limite entre os depósitos fluviais, depositados com uma inclinação em direcção da planície costeira) e os depósitos costeiros sub-horizontais ; (ii) Ruptura Costeira, que é a ruptura entre a planície costeira / deltaica e o talude deltaico (nas linhas sísmicas, ela corresponde, mais ou menos, à linha da costa que pode ser ou não coincidente com a ruptura da superfície de deposição costeira), ela marca o limite entre os depósitos costeiro/deltaicos sub-horizontais e os argilitos do prodelta (inclinados para o mar) ; (iii) Ruptura Continental, entre a plataforma e o talude continental (corresponde, por vezes, ao rebordo da bacia), que marca o limite entre os depósitos sub-horizontais da plataforma e depósitos inclinados do talude continental e (iv) Ruptura da Base do Talude Continental, que marca o limite entre os depósitos inclinados ou caóticos do talude continental e depósitos pelágicos da planície abissal (os cones submarinos, os quais pertencem a uma outra superfície de deposição que não tem equivalente nem no talude, nem na plataforma de uma bacia). O conceito de linha de baía, a qual enfatiza a primeira linha de ruptura da superfície de deposição (limite entre os depósitos fluviais e do prisma costeiro), foi proposto por Posamentier e Vail (1988), que consideram que : (a) a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente ; (b) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (c) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (d) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (e) 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 ; (f) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (g) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja 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 global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore da Argentina, o qual corresponde a uma sobreposição de vários tipos de bacias da classificação de Bally e Snelson (1980): (i) Soco ou cintura dobrada do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo-rifte (Mesozóico) e (iii) Margem divergente tipo Atlântico (Cenozóico), as inclinações deposicionais são bem visíveis. Assim, dentro da bacia de tipo-rifte (Cretácico), que é separada da margem divergente pela discordância da ruptura da litosfera (SB. 135 Ma) do pequeno supercontinente Gondwana, a ruptura da base do talude deltaico isto é, o limite entre os depósitos inclinados do prodelta e os depósitos sub-horizontais da base do edifício deltaico é bem visível. A presença de cones submarinos proximais, induzidos, por instabilidades da frente de delta, é possível na base do prodelta. Não confunda um delta, que normalmente tem uma espessura inferior a 100 metros com um edifício deltaico que corresponde a uma superposição (progradante) de muitos deltas e que pode ter uma espessura de vários quilómetros. Por outro lado, é importante notar, dentro do intervalo limitado pelas discordância (sublinhadas em vermelho), a terminação tangencial dos reflectores sísmicos para jusante que definem o que em estratigrafia sequencial se chama biséis de progradação falsos, quer isto dizer, que eles se horizontalizam e continuam como unidades estratigráficas independentes que, muitas vezes, são tão finas que não são captadas pela capacidade de resolução do método sísmico.

Incrementação Genética (dos estratos).............................................................................Genetic Increment Strata

Incrémentation génétique (des strates) / Incremento genético (de los estratos) / Genetische Inkrement (Schichten) / 遗传增量（地层） / Генетические прирост (страты) / Incremento genetico (strati) /

Conjunto de litologias, geneticamente, associadas dentro de um ciclo sequência. Corresponde, mais ou menos, a um simples cortejo sedimentar ou a um subgrupo de cortejos sedimentares, como, por exemplo, o intervalo transgressivo (IT) ou o prisma de nível alto (PNA), que formam o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA).

Ver: « Fácies »
&
« Fácies vs Ambiente »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Em 1838, as diferentes litologias com uma fauna típica foram denominadas fácies (sedimentar) por Amanz Gressly: (i) O aspecto litológico da unidade estratigráfica, que está ligado a um conjunto paleontológico e (ii) O conjunto de fósseis que excluí, invariavelmente, outras fácies. Em 1898, J. Walther propôs a lei das fácies dizendo que : “Os depósitos de uma região com a mesma fácies, assim como, um conjunto de rochas, da mesma região, com diferentes fácies são formadas, lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Em 1907, Haug estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Em 1970, Selley sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas. Isto quer dizer, que quando os geocientista americanos consideram que uma sequência vertical de fácies (lei de fácies de Walther) é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam lateralmente adjacentes uns aos outros (em situações em que não há interrupção de sedimentação), eles afastam-se muito da definição original de Armanz Gressly e J. Walther. Em 1971, Busch aplicou o conceito de cortejos de fácies de Walther a todo um corpo rochoso, e não unicamente a uma sucessão vertical considerando o “incremento genético de estratos” (IGS ou IGE) e a “sequência genética dos estratos” (SGI), ou seja, um conjunto de incrementos envolve mais que um incremento do mesmo tipo genético (um delta é um incremento genético de estratos, enquanto que um edifício deltaico é uma sequência genética de estratos). Assim, uma incrementação genética de estratos (IGS) corresponde a uma sucessão vertical de estratos cujos componente litológicos laterais (sistemas de deposição ou fácies) estão relacionado, geneticamente, o que quer dizer, que se um componente litológico não se deposita os outros também não. Por outras palavras, a presença de um componente implica, necessariamente, a presença dos outros. Na Estratigrafia Sequencial, uma incrementação genética de estratos, corresponde, mais ou menos, a um cortejo sedimentar, uma vez que um cortejo sedimentar é constituído por um ou vários de paraciclos sequência e que cada paraciclo sequência é uma associação lateral de sistemas de deposição contemporâneos e, geneticamente, relacionados, que se depositam depois de uma subida do nível do mar relativo (paraciclo eustático). São os paraciclos eustáticos que criam as superfícies de ravinamento e o espaço disponível par os sedimentos indispensável para a deposição. Como ilustrado neste esquema, o exemplo típico de uma incrementação genética de estratos (IGS), como, aliás, de um cortejo sedimentar, é um delta e em casos particulares um edifício deltaico. Um delta corresponde a um paraciclo sequência induzido por um paraciclo eustático (subida do nível do mar relativo* que, em geral, antecede uma outra subida do nível do mar relativo sem que entre elas haja uma descida), enquanto que um edifício deltaico corresponde a uma sobreposição de deltas, que podem ou não pertencer ao mesmo ciclo sequência. Um delta tem, em geral uma espessura inferior a 100 metros, enquanto que a espessura de um edifício deltaico pode alcançar milhares de metros. Os sistemas de deposição ou fácies de um delta: (i) Siltitos de planície deltaica ; (ii) Areias de frente de delta, (iii) Argilitos de prodelta e, em certos casos, (iv) Areias turbidíticas ou argilitos de base de talude deltaico, estão, geneticamente relacionados (note que pode haver deltas sem planície deltaica). Um sistema deltaico corresponde a uma incrementação genética de estratos (IGE), uma vez que em português incrementar significa crescer ou aumentar. O esquema ilustrado nesta figura corresponde a um edifício deltaico (sucessão de três IGE). Em cada IGE (1, 2 e 3), distinguem-se vários deltas caracterizados por sistemas de deposição (litologias) a, b e c, que se depositaram em três ambientes sedimentares diferentes A, B, C (planície deltaica e frente de delta, prodelta e base de prodelta). As três incrementações genéticas estão, neste caso particular, separadas descidas do nível do mar relativo que induziram três superfícies de erosão que enfatizam três discordâncias. Os deltas, que formam os diferentes edifícios deltaicos, depositaram-se durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue cada paraciclo eustático, e durante o qual a linha da costa se desloca para o mar. À escala das linhas sísmicas e de maneira aproximada, como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de uma linha sísmica do Mar Negro, pode dizer-se que uma certa incrementação genética se reconhece ao nível dos ciclos sequência, particularmente, nos intervalos progradantes.

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite.

Incrustação....................................................................................................................................................................................................................................Incrustation

Incrustation / Incrustación / Finkrustung / 结壳 / Инкрустация (накипеобразование) / Incrostazione /

Preenchimento de espaços vazios (fendas fracturas, cavidades, etc.) ou superfícies por uma substância em solução (carbonato de cálcio, cloreto se sódio, sílica, etc.) que precipita por saturação ou evaporação do líquido (Moreira, 1984).

Ver: « Calcite »
&
« Dissolução »
&
« Estilólito »

Como ilustrado nesta figura a incrustação é o processo de fossilização, que, geralmente ocorre, em depósitos sedimentares, relativamente, recentes ao contacto com uma fonte calcária. Quando uma água carregada de sais minerais se escoa sobre um organismo, as substâncias minerais podem depositar-se por incrustação e formar um fóssil por impressão negativa. Existem outros casos de fossilização nas rochas calcárias com grão fino, que têm uma consolidação tão rápida que conserva as partes mais delicadas dos organismos, como os famosos depósitos fossilíferos de Solnhofen, na Alemanha, ou as célebres camadas de argilitos carbonatados de Burgess, no Canadá. Os depósitos de Solnhofen (Jurássico) preservaram uma das mais ricas faunas fósseis no mundo. Os argilitos carbonatos de Burguess conservaram organismos do Câmbrico Médio que permitiram melhor compreender a evolução da vida na Terra. Durante o enterramento das rochas fossilíferas, muitas vezes, os elementos iniciais dos restos dos organismos podem ser substituídos por outros elemento. É o que os geocientistas chamam épigenização, isto é, a transformação de um mineral pré-existente em de uma rocha (ou de um elemento rochoso) noutro mineral com a mesma composição mesma composição química, por um rearranjo da estrutura cristalina, criando uma forma mais estável. Basicamente, função da natureza da fossilização podem distinguir-se três grandes famílias de fósseis: (i) Fósseis por Compressão ; (ii) Fósseis por Petrificação e (iii) Fósseis por Incrustação. Os primeiros são talvez os mais comuns e formam-se como um resultado dos organismos ou as suas partes nos sedimentos, que com o enterramento e tornam-se achatados devido à pressão geostática (peso dos sedimentos). Os segundo são os fósseis que guardam tanto a forma externa e estrutura interna por um processo de mineralização que preserva a grande maioria das células do tecidos. Nos fósseis por incrustação, a forma externa do organismo é preservado como um molde, mas a estrutura interna é destruído, uma vez que deposição ocorre na forma de um revestimento duro em torno do organismo.

Índice de Estratificação..................................................................................................................................................Stratification Index

Índice de estratificação / Índice de estratificación / Index Schichteinteilung / 分层索引 / Индекс слоистости / Indice di stratificazione /

Número de camadas numa unidade estratigráfica definido como o número de camadas multiplicado por cem e dividido pela espessura total : (n° de camadas x 100) / espessura.

Ver: «Estratificação (sedimentos) »
&
« Estratos »
&
« Formação (geológica) »

O índice de estratificação é significativo quando cada camada sublinha um evento geológico particular e independente das variações relativas do nível do mar, isto é, da acomodação, o que é o caso dos depósitos turbidíticos. Cada lóbulo turbidítico representa uma corrente de turbidez induzida ou não por uma descida relativa do mar (existem depósitos turbidíticos depositados durante condições geológicas de nível alto do mar). Nos depósitos de plataforma, o índex de estratificação é dependente da criação do espaço disponível para os sedimentos, isto é, das subidas relativas do nível do mar e não do tempo geológico. Nos sistemas estratigráficos, como, por exemplo, no Silúrico ou Cretácico, os depósitos são episódicos, incompletos, com numerosos hiatos de erosão e de sem-depósito e não traduzem a duração equivalente do tempo geológico. O hiato da grande maioria das secções estratigráficas é, em geral, mais importante do que o tempo total de deposição efectiva dos sedimentos preservados. O tempo de deposição é, inversamente, proporcional à velocidade de sedimentação, quer isto dizer, que maior é velocidade de sedimentação, mais curto é o período de deposição. A maioria dos períodos de sem deposição passam despercebidos. Isto levou certos geocientistas a considerar os registos sedimentares como curtos períodos de "terror" separados por longos períodos de "calma" onde nada ou quase nada se passa. A validade do índex de estratificação depende, também, da preservação dos depósitos. Alguns, como os fluviais e, particularmente, os depósitos de transbordo, têm uma preservação fraca (depositam-se acima do nível de base). Outros, como, os depósitos turbidíticos, ilustrados nesta figura, que sublinham eventos geológicos episódicos têm uma preservação excelente. Finalmente: (i) As superfícies de estratificação representam um hiato pequeno ; (ii) Se o hiato for grande, a superfície é considerada uma discordância (o termo grande é relativo e depende da escala tempo considerada) ; (iii) O termo discordância é usado quando o hiato é de erosão ; (iv) O hiato varia ao longo de uma superfícies de estratificação e (v) O conceito de estratificação é dependente da escala tempo e das rochas consideradas.

Ingressão (marinha)....................................................................................................................................................................................................................Ingression

Ingression (marine) / Ingresión / marine-Ingression / 海洋侵入 / Ингрессия (мосркая) / Ingressione marina /

Migração da linha da costa para o continente devido a uma subida do nível do mar relativo. Por vezes, sinónimo de paraciclo eustático, quando a subida do nível do mar relativo é ao nível de um ciclo eustático de 2^a ordem (ciclo-sequência) e limitada entre duas superfícies de inundação ou de ravinamento.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Transgressão (ingressão marinha) »
&
« Regressão Marinha »

Uma ingressão marinha corresponde a uma subida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja 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 global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que desloca a linha da costa par o continente, o que aumenta o espaço disponível para os sedimentos ou seja, o que aumenta a acomodação. Isto implica, que durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois da ingressão marinha, a linha da costa e os depósitos costeiros associados deslocam-se para o mar, durante a deposição, sem, no entanto, atingirem a posição que ela e eles tinha antes da ingressão marinha, criando uma regressão sedimentar. Um conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes (subida do nível do mar relativo em aceleração) e das regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, cria um intervalo sedimentar de geometria retrogradante (que se espessa para o continente) que os geocientistas chamam “Transgressões”. Desde que a primeira ingressão marinha (paraciclo eustático) ocorre, o acarreio sedimentar ou terrígeno, torna-se, relativamente, mais fraco (em relação à extensão da plataforma continental), uma vez que a linha da costa se desloca para o continente. Durante a subida do nível do mar relativo não há deposição sedimentar. Forma-se, unicamente, uma pequena erosão, na topografia pré-existente, que cria uma superfície de ravinamento. A deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue a ingressão marinha, a qual precede uma nova subida, sem que nenhuma descida do nível do mar relativo ocorra entre elas. É por isso que na estratigrafia sequencial se fala de paraciclos eustáticos (subidas do nível do mar relativo sem que nenhuma descida relativa exista entre elas) e não de ciclos eustáticos (subidas do nível do mar relativo limitadas entre duas descidas que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Efectivamente, entre cada paraciclo eustático, à medida que os sedimentos se depositam, a linha da costa e os depósitos costeiros deslocam-se para o mar, sem atingirem, a posição extrema que tinham antes da última subida do nível do mar relativo, uma vez que há deficiência de acarreio sedimentar. Isto quer dizer, que o certos geocientistas denominam transgressão sedimentar corresponde, na realidade, a um conjunto ingressões marinhas cada vez mais importantes e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas, o que, globalmente, dá a impressão de um deslocamento contínuo dos depósitos costeiros para o continente. Globalmente, as “transgressões” (o que a maior parte dos geocientistas chamam transgressão) tem uma geometria retrogradante, uma vez que elas correspondem a um superposição regressões sedimentares (intervalos progradantes em direcção do mar) cada vez mais pequenas, separados por superfícies de ravinamento. Estas superfícies sublinham as subidas do nível do mar relativo, cuja amplitude é cada vez maior (subidas em aceleração) antes que uma descida significativa do nível do mar ocorra. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de uma linha sísmica do offshore Este de Bornéu, a partir dos reflectores coloridos em verdes podem deduzir-se as superfícies de ravinamento de um intervalo, colectivamente, transgressivo, cuja espessura aumenta para o continente. As progradações dos sedimentos que fossilizam as superfícies de ravinamento não são visíveis nesta linha sísmica, devido a resolução sísmica. Contudo, elas são perfeitamente observadas nos testemunhos de sondagem dos poços que atravessaram este intervalo sísmico. Tome nota que na terminologia utilizada neste glossário uma “Regressão Sedimentar” é um paraciclo sequência, formado, em geral, por um ou vários cortejos sedimentares, durante o qual a linha da costa e os depósitos costeiros se deslocam para o mar, em geral, sem agradação, enquanto que “Regressões Sedimentares” é o conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante.“Transgressões Sedimentares” é o conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez menos importantes, por elas induzidas, que, colectivamente, têm uma geometria retrogradante.

(*) Pode falar-se transgressão marinha para designar um avanço do mar sobre o continente. Neste caso uma transgressão marinha (passar para além de) é sinónimo de ingressão marinha (entrar em). Todavia, não se pode falar de transgressão sedimentar visto que nenhum sedimento transgride o continente. Dentro de um ciclo estratigráfico, que ele seja um ciclo de invasão continental ou um ciclo um ciclo sequência, todos os paraciclos sequência, que os formam, são intervalos progradantes que correspondem a regressões sedimentares.

Ingressão Marinha (Golfo do México).......................................................................................................Marine transgression

Transgression marine / Transgresión marina / Marine Transgression (Golf von Mexiko) / 海侵（墨西哥湾）/ Морская трансгрессия (Мексиканский залив) / Transgressione Marine (Golfo del Messico) /

Quando durante os processos de sedimentação recentes (desde há 5 000 - 7 000 anos), no Golfo do México, a pré-praia dos cordões litorais avançou para o continente, deslocando a linha da costa para jusante, entre 30 e 80 km. Várias vezes, mais ou menos, todos os 1 000 anos, a corrente principal do rio Mississipi mudou de leito criando, diferentes conjuntos de lóbulos deltaicos. A primeira ingressão fez-se, praticamente, sem ravinamento, o qual é importante nas ingressões marinhas seguintes. Não esqueça, que edifício deltaico do Mississipi é caracterizado por: (i) Uma acção das ondas de tal maneira fraca, que a quantidade de areia, que é transportada para a praia é muito inferior à areia dispersa no offshore pelas tempestades ; (ii) Uma diferença entre a maré baixa e alta de cerca de 30 cm, mas que é suficiente para ter um papel importante na sedimentação, uma vez que o gradiente (inclinação) do delta é muito pequeno ; (iii) Uma forte subsidência, induzida pela compactação dos sedimentos recentes (cerca de 30 a 60 cm todos os 100 anos).

Ver: «Delta digitado»

Ingressão Salobra(Golfo do México)........................................................................................................Brackish transgression

Transgression saumâtre / Transgresión salobre / Brackwasser Übertretung (Golf von Mexiko) / 咸水侵（墨西哥湾）/ Слабоминерализованная трансгрессия (Мексиканский залив) / Trasgressione salmastra (Golfo del Messico) /

Quando os sedimentos aluviais da planície deltaica do Golfo do México, durante os processos de sedimentação recentes (desde há 5000 - 7000 anos), foram cobertos por lagos, baías e lagunas (ver ingressão marinha).

Ver: «Delta digitado»

Inlandsis (manto de gelo)...........................................................................................................................................................................................................Inlandsis

Inlandsis / Indlandsis, Calota de hielo, Casquete polar / Eisschild / Inlandsis (冰盖) / Ледниковый купол, покровный ледник / Calotta di ghiaccio /

Manto de gelo de grande espessura e extensão (mais de 50000 km²), como os que cobrem a maior parte do continente Antárctico e da Gronelândia. Um inlandsis é, na realidade, um grande glaciar e, não deve ser confundido com um mar gelo. O gelo de um inlandsis tem um influência significativa nas variações do nível do mar absoluto ou eustático o que não é o caso de um mar de gelo, uma vez que o gelo é menos denso qua a água do mar e por isso flutua.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Variação do  Nível do Mar Absoluto »
&
« Nível do Mar Geodésico »

Um manto de gelo ou inlandsis é uma massa de gelo glaciar que cobre mais de 50 000 km² de terreno. Os mantos de gelo são maiores que as plataformas de gelo (massa de gelo plana, espessa e flutuante, que se forma onde um glaciar ou manto de gelo descarrega na superfície do oceano) e glaciares. Massas de gelo com área menor que 50 000 km² são designadas calotas de gelo*, que, tipicamente, alimentam um conjunto de glaciares. Actualmente, existem apenas dois mantos de gelo, um na Antárctica e outro na Gronelândia. Todavia, durante o último máximo glaciar, o manto de gelo Laurenciano cobria grande parte do Canadá e da América do Norte e o manto de gelo do Weichseliano cobria o norte da Europa. O manto de gelo da Patagónia cobria a extremidade meridional da América do Sul. O inlandsis da Antárctica é o nome do manto polar, que cobre maior parte da Antárctica, o qual, em alguns lugares, se prolonga para o mar (Oceano Austral) por uma plataforma de gelo, como, a plataforma de gelo de Ross. O inlandsis da Antárctica, cuja espessura atinge cerca de 4000 m tem uma superfície de 13,3 x 10⁶ km², uma espessura média de 1,8 km e um volume de 24 x 10⁶ km³. Este inlandsis formou-se como uma pequena calota de gelo (ou várias) no início do Oligocénico, engrossando-se e adelgaçando-se, sucessivamente, até ao Pliocénico, altura em que passou a ocupar a quase totalidade da Antárctica (para evitar mal entendidos é bom evitar as expressões avanço e recuo do gelo). A extensão máxima das calotes de gelo e dos mares de gelo (hemisférios Norte e Sul), durante a última idade do gelo, são actualmente, relativamente bem conhecida. O seu alcance máximo de expansão foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. Actualmente, a retrogradação da calota de gelo da Antárctica, é de cerca de 450 km (± 24 m por ano). Ela contribuiu, fortemente, para os , mais ou menos, 130 metros de subida do nível do mar absoluto ou eustático pós-glaciação. Como ilustrado nesta figura, actualmente o inlandsis da Gronelândia cobre mais de 80% da superfície emersa. Este inlandsis, só se desenvolveu depois do Pliocénico (± 1,6 Ma), mas, aparentemente, com o advento da primeira glaciação, o seu desenvolvimento foi tão rápido que permitiu que os fósseis das plantas que cresciam na Gronelândia, sejam muito melhor preservados do que os seus congéneres da Antárctica. O inlandsis da Gronelândia é muito mais pequeno do que o da Antárctica. Ele tem uma superfície de 1,7 x 10⁶ km², uma espessura média de 1,6 km e um volume de 2,7 x 10⁶ km³). Se todo o gelo deste inlandsis derrete-se, o nível do mar subiria 77 m (54 m com o reajustamento isostático). Durante a última idade glaciar o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual contrasta com o nível do mar relativo, que é local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos) estava mais baixo do que hoje 120 m. A fusão dos mares de gelo não tem nenhum efeito na variação do nível do mar uma vez que a água é mais densa do que o gelo. A formação dos inlandsis faz-se sob mesmo princípio que o das glaciares. Uma acumulação de neve resultantes de um degelo insuficiente provoca uma compactação da neve que expele ar que ela contém e se transforma em gelo. Este gelo é, suficientemente, plástico para se deformar por acção da gravidade ou o seu próprio peso. No caso dos inlandsis é o próprio peso do gelo faz com que ele se mova por escoamento, a inclinação à escalo do continente ou de uma grande ilha é demasiado baixa para provocar um fluxo por gravidade. Um equilíbrio entre o acarreio de neve, o peso do gelo e ablação da neve (sublimação, fusão, formação de icebergues) ocorre quando a massa de gelo estabiliza a sua espessura e extensão. Um inlandsis mantém-se mais por uma ablação fraca que por um acarreio de neve. Durante o verão, a água do derretimento do gelo que flui debaixo de uma calota glaciária (a pressão favorece a fusão) transportando finas partículas de rocha em suspensão (farinha de rocha) que são depositadas na frente do gelo. A reactivação de tais depósitos por ventos catabáticos (que transporta ar de alta densidade de uma elevação descendo a encosta devido à acção da gravidade) dispersa os sedimentos formando loess. Depósitos de loess são conhecidos na America do Norte, Europa Central, Sibéria, China, e Patagónia. A sua espessura varia pode atingir 150 metros (China). Loess não permanece em pó. Loess molhado por chuva compacta-se sob é próprio peso. O loess molhado é impermeável, e assim a camada superior protege as camadas abaixo quando chove.

(*) Para muitos geocientistas manto de gelo e calote de gelo são sinónimo e são aplicados para designar a mesma massa de gelo.

Inselbergue (monadock).......................................................................................................................................................................................................Inselberg

Inselberg / Inselberg / Inselberg (Ein kleiner Hügel oder Berg) / Inselberg （一个小山坡或山） / Останец выветривания / Monadnock, Inselberg /

Monte proeminente e escarpado formado por rochas duras e consistentes, elevando-se de maneira abrupta de uma planície de baixo relevo (Whittow, 1984). Os inselbergues são característicos das paisagens tropicais, particularmente das zonas de savana, como, por exemplo, o celebre Pão de Açúcar no Rio de Janeiro (Brasil). No deserto da Namíbia que é muito árido, inselbergues graníticos com centenas de metros de altura são muito frequentes.

Ver: « Granito »
&
« Deserto »
&
« Monadnock »

Nas planícies de erosão tropicais, os relevos importantes, com vertentes abruptas, que não estão conectados com a superfície da peneplanície, são os inselbergues. Este termo deriva do alemão e quer dizer ilha montanha ("insel" e "berg") e foi utilizado, pela primeira vez, pelos exploradores alemães para designar os montes isolados (graníticos ou não), que sobressaem das planícies da África do Sul. Muitos inselbergues são relíquias geológicas. Eles conservaram o seu relevo, enquanto que as áreas circunvizinhas foram desgastadas pelos agentes de erosão, o que é corroborado pela presença de pedimentos (superfícies de erosão que muitos geocientistas confundem com leques aluviais) na base de muitos inselbergues. A ocorrência de inselbergues implica variações na taxa de degradação da superfície terrestre. Os inselbergues são uma das paleoformas que pode sobreviver, com pouca modificação, durante dezenas de milhões de anos, uma vez que, nessas paisagens, os processos activos de erosão estão limitados ao fundo e paredes dos vales. Um inselbergue não tem, necessariamente, um topo arredondado como, por exemplo, o Pão de Açúcar no Rio de Janeiro. Eles podem ter vários perfis: (i) Inselbergue em Pão de Açúcar com vertentes em sobreinclinação ; (ii) Inselbergue em Pão de Açúcar Clássico ; (iii) Inselbergue em Pão de Açúcar Dissimétrico ; (iv) Inselbergue com um Pão de Açúcar dominante num mar de colinas do tipo equatorial ; (v) Inselbergue com Topo Plano (testemunho de uma peneplanície) ; (vi) Inselbergue com Topo Irregular ; (vii) Inselbergue com Pedimento e (viii) Maciço em Inselbergue, como o que está ilustrado nesta figura (Montanha Granítica de Mulanje, no sul do Malawi). Para os geomorfologistas franceses um inselberg é : (i) Um terreno rochoso residual íngreme ou (ii) Montanhas em miniatura isoladas de maciço rochoso em encostas calcárias ou em rochas cristalinas em climas tropicais.

Integralidade Sedimentar (Completude sedimentar).................................................................................Completness

Integralité sédimentaire / Integralidad sedimentaria / Vollständigkeit / 完整性 / Осадочная целостность / Completezza /

Relação entre o tempo real de deposição e tempo geológico total. Se o tempo entre duas discordâncias consecutivas é de 3 My e o tempo real de deposição é 1 My, a integralidade sedimentar ou completude é de 0,3. Nos sistemas turbidíticos, a integralidade dos depósitos é muito pequena, mas a preservação é grande. O tempo de deposição de um lóbulo turbidítico profundo (cones submarino de bacia, CSB ou de talude, CST) é, praticamente, instantâneo (em termos geológicos), enquanto que o tempo entre dois lóbulos consecutivos, durante o qual, praticamente, nada se passou (ao ponto de vista da deposição), pode ser de milhares de anos ou mais. O conhecimento da integralidade sedimentar é essencial para bem determinar a taxa de sedimentação de um intervalo. Sinónimo de Completude Sedimentar.

Ver: « Cone Submarino da Bacia »
&
« Delta »
&
« Tempo Geológico »

Três perguntas vêm sempre ao espírito dos geocientistas: (1) Em quanto tempo é depositada uma camada sedimentar ? ; (2) Em quanto tempo uma determinada seção estratigráfica se deposita ? e (3) Em comparação à duração total do depósito de uma seção estratigráfica, em quanto tempo há, realmente, depósito ? As respostas às duas primeiras perguntas são relativamente fáceis: a) Uma laminação de um depósito de praia é depositado em cerca de um segundo ; b) Uma camada de HCS ("estratificação cruzada"), característica dos depósitos de tempestade, deposita-se em alguns minutos ; c) Uma camada turbidítica é depositada em algumas horas ; d) Os depósitos de inundação, como os Scablands (depósitos e erosões associadas às inundações provocadas pela ruptura da retenção lagos atrás dos glaciares do Pliocénico / Pleistocénico) do Canadá depositam-se em algumas semanas ; e) As varvas glaciárias depositam-se em 1 ano ; f) Um centímetro de sedimentos pelágicos deposita-se durante cerca de 10³ anos ; g) Um subciclo de invasão continental deposita-se em 10/20 x 10⁶ anos ; h) Um ciclo de invasão continental deposita-se em 100-200 x 10⁶ anos. Em 1982, sobre este assunto, P. M. Sadler mostrou que a duração de um depósito é inversamente proporcional à taxa de sedimentação, ou seja, mais a velocidade de sedimentação é alta, mais curto é o período de deposição. Disto, pode deduzir-se que a maioria dos períodos de sem depósito nos escapa, o que levou Ager a considerar que os registros sedimentares correspondem a períodos curtos de terror separados por longos períodos de calma, onde nada acontece. Como todo o geocientista sabe, em todos os sistemas estratigráficos, quer eles sejam do Silúrico ou Cretácico, os depósitos são episódicos, incompletos e com numerosos hiatos de erosão e de sem depósito. Os depósitos não traduzem, de maneira nenhuma, a duração equivalente do tempo geológico. Nas secções estratigráficas, quer elas sejam de água profunda ou não, o tempo de sem deposição e erosão é, quase sempre, maior do que o tempo de deposição efectiva dos sedimentos preservados. Muitos geocientistas pensam que o tempo de deposição é, inversamente, proporcional à velocidade de sedimentação (maior é a velocidade de sedimentação mais curto é o período de deposição). A grande maioria dos períodos de sem deposição passam despercebidos. Isto levou certos geocientistas a considerar os registos sedimentares como curtos períodos de "terror" separados por longos períodos de "calma" onde nada ou quase nada se passa. Como ilustrado nesta figura, isto é, particularmente verdadeiro, nos depósitos turbidíticos e nos depósitos costeiros. Na parte superior desta figura, nos modelos estratigráficos (linha da costa progradante, isto é, durante uma regressão sedimentar e sistema deposicional turbidítico) é importante notar que, na parte superior de cada secção a duração dos períodos de sem depósito é, largamente, superior à dos períodos de deposição. A maioria dos eventos geológicos que ocorreram durante esses períodos não foram preservados. A completude ou integralidade sedimentar de um depósito é dada pela relação entre o tempo de deposição e o tempo total (tempos de deposição mais hiatos). Os depósitos turbiditos e, em particular, os cones submarinos de bacia têm uma completude muito pequena. O tempo de deposição de cada lóbulo turbidítico é, geologicamente, instantâneo, mas o tempo entre duas correntes turbidíticas consecutivas, durante o qual se depositam os argilitos pelágicos é muito grande, por vezes superior a 1 My. Se num cones submarino de bacia, composto de 100 camadas turbidíticas e argilitos pelágicos em que cada camada turbidítica tem uma espessura de 20 cm e cada camada pelágica tem uma espessura de 5 cm, a espessura total é de 2500 cm. Como a taxa média de deposição dos argilitos pelágicos é, digamos de 5 cm / 1000 anos e que as correntes turbidíticas são eventos estratigráficos instantâneos, pode deduzir-se: a) O tempo total de deposição foi de 100 000 anos e b) A frequência das correntes turbidíticas é de 1000 anos, o que quer dizer, que dois terços do intervalo sedimentar foram depositados por eventos instantâneos, cuja frequência é de um evento todos os mil (1000) de anos. Por outro lado, é importante não esquecer que a maior parte dos sedimentos associados aos diferentes acontecimentos geológicos, que ocorrem durante os períodos de deposição, não é preservada. Efectivamente, a preservação das secções estratigráficas está relacionada com: (i) A amplitude ; (ii) A frequência de eventos estratigráficos e (iii) O ambiente de deposição. Os eventos estratigráficas mais representados nos registros estratigráficos são aqueles que têm frequência normal ou baixa, ou seja, aqueles que ocorrem esporadicamente. Em termos de frequência, como dito acima os dentro de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia e de talude são muito significativos uma vez que os níveis de turbidíticos contrastam, fortemente, com intervalos pelágicos entre eles. Os intervalos estratigráficos pelágicos são eventos de frequência normal, enquanto intervalos turbidíticos estão associados com eventos, geologicamente, instantâneos.

Intertema.....................................................................................................................................................................................................................................................Interthem

Interthème / Intertema / Interthem (zwischen zwei Diskordanzen) / Interthem（两种不整合） / Интертема / Interthem (tra due discordanze) /

Discordância menor que limita uma unidade estratigráfica com uma espessura comparável à de uma formação ou comparável ao tempo e espessura de um andar geológico. Vários intertemas podem ser reconhecidos dentro de um sintema. Um sintema é intervalo sedimentar discordante limitado entre duas discordâncias de tipo I ou de tipo II, que não corresponde a ciclo sequência, uma vez que este é limitado por duas discordâncias consecutivas (entre 0,5 e 3-5 My) e pelas suas paraconformidades correlativas (em água profunda), o que não é o caso de um sintema.

Ver: « Discordância »
&
« Sintema »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Desde o advento da estratigrafia sequencial, os termos intertema e sintema (intervalo discordante limitado por discordância do tipo I ou II) caíram em desuso. O significado dos termos discordância menor e maior são relativos. Eles são dependentes da escala tempo considerada. Quando se reconhece no campo, isto é, num afloramento, uma discordância (superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), ela pode ser uma discordância menor ou mesmo uma discordância invisível (críptica) numa linha sísmica regional. Numa linha sísmica convencional, tirada numa área com uma taxa de sedimentação normal (como, por exemplo, 8 metros todos os 100000 anos), é difícil de reconhecer as discordâncias que separam os ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência (ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos de 3^a ordem cujo tempo de duração varia entre 0,5 e 3-5 milhões de anos). Estas discordâncias podem ser consideradas como intertemas, uma vez que elas separam unidades estratigráficas com uma espessura comparável à espessura das formações geológicas. Pode dizer-se que, em geral, uma intertema corresponde a uma discordância que limita um ciclo sequência, enquanto que um sintema corresponde a uma discordância que limita um subciclo de invasão continental (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 2^a ordem, cuja duração varia entre 3-5 My e 50 My). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, todas as discordâncias do Jurássico Tardio e Cretácico Inicial (ou Precoce) podem ser reconhecidas pelas terminações dos reflectores (biséis de agradação, biséis de progradação e biséis somitais) e pela identificação das superfícies sísmicas de agradação e progradação. É surpreendente de constatar que alguns geocientistas continuam a esquecer nos seus modelos os longos períodos de calma ou nada acontece. Na maioria das secções estratigráficas, os hiatos (sem depósito ou de erosão) são, geralmente, maiores que a duração total do depósito efectivo de sedimentos preservados Certos depósitos, como os depósitos fluviais e particularmente os depósitos de transbordo têm uma preservação relativamente fraca. Eles são depositadas acima do nível de base. Ao contrário, os depósitos turbidíticos, que, geralmente, são depósitos de água profunda (depósitos associados com correntes de gravidade são igualmente possíveis em ambientes lacustres), que enfatizam eventos geológicos episódicos, têm uma excelente preservação excelente, porque eles se depositam, amplamente, abaixo do nível de base. Nesta tentativa de interpretação, que foi calibrada em termos geológicos pelos resultados dos poços de pesquisa petrolífera, a diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas (como, por exemplo, entre SB. 138 Ma e SB. 128,5 Ma) é sempre inferior a 3-5 My, o que quer dizer, que elas limitam ciclos sequência (SB. significa limite de ciclo estratigráfico, ou seja, o acrónimo de "Sequence Boundary" em inglês). É interessante notar, nesta tentativa de interpretação, que a parte distal do intervalo limitado pelas discordância SB. 138 Ma e SB. 158,5 Ma que corresponde ao Jurássico Médio / Tardio, enfatiza à superfície da base das progradações com a qual estão associadas as rochas-mães marinhas de quase todos os campos petrolíferos do Mar do Norte. Efectivamente todos os ciclos sequência do Cretácico Inicial, isto é, SB. 138 Ma - SB.136 Ma ; SB. 136 Ma - SB. 135 Ma ; SB. 135 Ma - SB. 134 Ma ; SB. 134 Ma - SB. 131,5 Ma ; SB. 131,5 Ma - SB. 129 Ma e SB. 129 Ma - SB. 128,5 Ma terminam por biséis de progradação sobre o intervalo Jurássico SB. 158,5 Ma - SB, 138 Ma, que engloba sedimentos cuja idade vai do Caloviano até ao Titóniano (Titónico). A superfície de base das progradações SBP. 91, 5 Ma corresponde ao pico eustático (nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), com a qual estão associadas muitas rochas-mãe marinhas dos offshores do Oceano Atlântico. Todavia, nesta área, a matéria orgânica des rochas associadas com esta superfície sísmica não atingiu a janela do petróleo. Na parte superior desta tentativa de interpretação, a discordância SB. 30 Ma que se reconhece, facilmente, em todas as linha sísmicas regionais das margens divergentes, em particular, pelos preenchimentos dos canhões submarinos criados pela descida do nível do mar eustático, que muitos geocientistas consideram como a primeira consequência da iniciação da formação do manto glaciário da Antárctica.

Intervalo Estratigráfico Discordante.............................................................................................................................Synthem

Intervalle stratigraphique discordant / Sintema, Intervalo estratigráfico discordante / Synthem (diskordant Intervall) / Synthem（不和谐的间隔） / Несогласно залегающий стратиграфический интервал / Sintema (intervallo discordante) /

Intervalo sedimentar limitado entre duas discordâncias de tipo I ou tipo II. É importante não confundir os intervalos estratigráficos discordantes com ciclo sequência. Os ciclos sequência são limitados por discordâncias ou pelas suas paraconformidades correlativas, quer isto dizer, que eles podem ser identificados a jusante do rebordo da bacia, nas partes profundas da bacia. Os intervalos estratigráficos discordantes são limitados à planície costeira e à parte superior do talude continental onde a erosão é significativa. Sinónimo de Sintema.

Ver: « Discordância »
&
« Intertema »
&
« Ciclo Sequência »

Antes do advento da estratigrafia sequencial, praticamente, antes dos anos 70, um intervalo estratigráfico discordante ou sintema, o qual podia ser dividido em subsintemas, era uma unidade da classificação alostratigráfica, isto é, uma unidade definida e identificada na base das descontinuidades que a limitam. Pode dizer-se, que uma unidade discordante (sintema) corresponde, na maioria dos casos, a um ciclo estratigráfico limitado por duas discordâncias, isto é, por duas superfícies de erosão induzidas por descidas do nível do mar, o qual pode ser relativo, isto é, o nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar ou absoluto ou eustático, ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite. Os ciclos estratigráficos de alta hierarquia, como os ciclos de invasão continental, são controlados pelo nível do mar absoluto ou eustático, enquanto que os de baixa hierarquia, como os ciclos-sequência, são controlados pelo nível do mar relativo, o qual é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento). As superfícies da base das progradações não são superfícies de erosão. Os intervalos limitados por elas são utilizados, de preferência, na estratigrafia genética, mas pouco na estratigrafia sequencial, onde os intervalos considerados, qualquer que seja a sua hierarquia, são limitados por superfícies de erosão ou pela paraconformidades correlativas em água profunda. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Namíbia, o qual corresponde à sobreposição de diferentes bacias* da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), um intervalo estratigráfico discordante (sintema) é limitado entre duas discordância do Tipo I (que põe o nível do mar relativo mais baixo do que o rebordo da bacia exumando, totalmente, a plataforma continental). A diferença de idade entre as duas discordâncias é inferior a 3-5 My e o intervalo entre elas é um ciclo sequência que se depositou em associação com um ciclo eustático de 3^a ordem (cujo tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My). A discordância inferior é caracterizada por biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes, biseis somitais por truncatura dos sedimentos subjacentes e pelo preenchimento de um vale cavado. A discordância superior é caracterizada pelos preenchimentos de canhões submarinos e pelos biséis de agradação dos sedimentos basais do ciclo-sequência sobrejacente. Este ciclosequência está incompleto. Ele é formado, unicamente, pelo grupo dos Cortejos de Nível Baixo (CNB), no qual, de baixo para cima, se identificam os três subgrupos de cortejos sedimentares que o compõem : (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB). O grupo dos Cortejos de Nível Alto (CNA), que é formado por dois subgrupos (intervalo transgressivo, IT, e prisma de nível alto, PNA) não se depositaram. Os cones submarinos de bacia (CSB) têm uma configuração interna, mais ou menos, paralela e limites abruptos, enquanto que os cones submarinos de talude (CST) têm uma configuração ondulada. Esta configuração ondulada é dada pelos complexos de canais (ou depressões) e diques marginais naturais (depósitos de transbordo), ou seja, pelas estruturas que P. Vail chamou “asas de gaivota”. O prisma de nível baixo (PNB) tem um geometria progradante característica. As progradações são, sobretudo, oblíquas (progradação muito mais importante do que a agradação). Na parte distal des progradações, reconhecem-se anomalias turbidíticas que se formaram no seguimento de rupturas e deslizamentos do rebordo do prisma de nível baixo (PNB). Quando o rebordo do prisma de nível baixo (PNB) coincide com a linha da costa, as rupturas de instabilidade do rebordo do prisma de nível baixo rupturas parecem ocorrer todas as vezes que o ângulo talude atinge o ângulo crítico de estabilidade. 

(*)  Nas linhas sísmicas regionais de baixo para cima podem reconhecer-se as seguintes bacias sedimentares: (i) Uma cintura dobrada, mais ou menos, aplanada que funciona como soco, que localmente pode corresponder a rochas granítica do Pré-Câmbrico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial, que se desenvolveram durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico, a qual se iniciou com o depósito de espessos escoamentos de material vulcânico subaéreo que foi corroborado por vários poços de pesquisa.

Intervalo de Recorrência..............................................................................................................................................Recurrent Interval

Intervalle de récurrence / Intervalo de recurrencia / Wiederholungsintervall / 重复间隔 / Интервал повторения / Intervallo di ricorrenza /

Intervalo de tempo médio entre as ocorrências de um certo evento geológico, como, por exemplo, de uma inundação, regressão, corrente de turbidez, terramoto de uma determinada magnitude, etc. O número de vezes que se observa um evento geológico qualquer, num determinado intervalo de tempo, é proporcional à frequência com que ele ocorre (número de vezes por unidade de tempo) e também proporcional à amplitude do intervalo de tempo durante a qual se observa.

Ver: « Acontecimento (geológico) »
&
« Inundação & Regressão Sedimentar »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Como ilustrado nesta figura, um dos melhores exemplos de recorrência geológica é o das idade glaciárias recentes, cujo espaçamento temporal é, aproximadamente, 90000 anos. Nesta figura estão ilustrados os teores do isótopo do oxigénio 18 (isótopo natural estável do oxigénio, que contém cerca 0,205 %, e também um dos isótopos ambientais*) determinados a partir de um testemunho de perfuração de gelo (com cerca 16 m de comprimento) tirado de um poço perfurado no oceano Pacífico equatorial (cerca de 1° N e 160° E). No topo deste diagrama, o eixo horizontal, entre Recente (à esquerda) e Passado (à direita) indica a idade dos sedimentos contada à partir de hoje em milhares de anos. O testemunho cobre um período de cerca de 900 mil anos. Os períodos "quentes", que são associados com os fortes teores isotópicos, estão sublinhados pelas colunas de cor laranja. Os períodos "frios", que são associados com os teores isotópicos fracos, estão sublinhados pelas colunas de cor azul. Os números (de 1 a 23) marcam os diferentes estágios isotópicos. Os números pares indicam os períodos frios e os ímpares os períodos quentes. Tendo em linha de conta, que um tal cálculo é, relativamente, delicado, os geólogos, geoquímicos, paleontologistas e sedimentologistas, de uma maneira geral, recensearam 28 épocas (ou idades) glaciárias para o intervalo de tempo compreendido entre 3,25 Ma e 650 ka. Por conseguinte, pode dizer-se, que o intervalo de recorrência das épocas glaciárias, isto é, a sua periodicidade, é cerca de 93 ky. Todavia, é importante notar, que uma época glaciária não significa, necessariamente, uma glaciação. É necessário, também, entrar em linha de conta com a intensidade do frio e amplitude das precipitações. Por outro lado, segundo muitos geocientistas, existe uma certa incerteza (da ordem de 1000 anos) entre a diferença da idade do gelo e das bolhas de ar (de onde o oxigénio é amostrado) (Caillon et al., 2003). Na realidade, actualmente, nós estamos numa glaciação que começou há vários milhões de anos. Há cerca de 20000 anos, toda a Terra ao norte de uma linha passando por Seattle, New York, Londres e Moscovo estava coberta por uma enorme calota glaciária. Todavia, tendo em conta os padrões da glaciação durante os últimos milhões de anos, o gelo forma-se, instala-se durante algum tempo e depois desaparece. Isto significa que, periodicamente, o ambiente muda radicalmente. Como disse C. Emiliani, a resposta da biosfera é a fragmentação e dispersão da população, isolamento genético e rápida especiação ou por outras outras palavras, um período de glaciação é um período de rápida evolução. Desde 2500 anos a. C. até hoje, existiram seis períodos quentes, que correspondem, grosseiramente: (i) Pré-dinastia do Egipto Antigo ; (ii) Períodos intermediários do Egipto Antigo ; (iii) Império Romano ; (iv) Idade Média ; (v) Século XIX e XX ; (vi) Século XXI. Os períodos com clima frio correspondem, mais ou menos, à : a) Época Nomádica ; b) Império Grego ; c) Idade das Trevas ; d) Idade Média ; e) Pequena Idade Glaciária e f) Fim do século XX (este pequeno período de clima frio, durante o qual a temperatura média caiu cerca de 1° C, foi induzido pela explosão vulcânica do Pinatubo, que é um estratovulcão activo localizado na ilha Luzon, nas Filipinas). Tudo isto põem em causa e pode mesmo refutar a conjectura do aquecimento global, isto é, do aumento antropogénico da temperatura desde 1990. Isto significa, que as mudanças climáticas naturais, que existem desde a formação da Terra, são mais que evidentes, do que a teoria do aquecimento global, a qual deve ser testada por dados científicos não fraudulentos, que certos alarmistas utilizam numa tentativa de provar a sua existência. Como sugerido por K. Popper (problema da demarcação), uma teoria faz parte da ciência empírica se ela for contraditória com possíveis experiências, isto é, ela tem que se falibilizável por meio de experiências. Isto quer dizer que, deste que um geocientista avança um hipótese para tentar explicar certas observações, ela deve criticar a sua interpretação, ou seja, submete-la a testes de refutação, e não tentar verificá-la. Certos geocientistas têm tendência a filtrar todos os dados de observação que falsificam a sua hipótese e a considerar, unicamente, os dados que a corroboram. Uma tal abordagem, raramente, permite um progresso científico.

(*)  Subconjunto de isótopos, tanto estáveis como radioactivos, que são objecto de geoquímica isotópica. De entre os isótopos ambientais, os mais utilizados são: deutério, trítio, carbono 13, carbono 14, nitrogénio 15, oxigénio 18, silício 29 e cloro 36.

Intervalo Sedimentar Condensado................................................................................................Starvation Interval

Intervalle sédimentaire condensé / Intervalo estratigráfico condensado / Verhungern Intervall, Sediment-Intervall kondensierten / 饥饿的时间间隔, 泥沙间隔简明 / Сжатый осадочный интервал / Intervallo difame, Intervallo sedimentario condensato /

Intervalo estratigráfico marinho, geralmente, pouco espesso, caracterizado por uma taxa de sedimentação muito baixa, (entre 1 e 10 milímetros por 1000 anos). Este intervalo é composto de sedimentos hemipelágicos e pelágicos (quase sem influência terrígena), depositados, em geral, na parte distal da plataforma, talude ou planície abissal, durante períodos do nível alto do mar e durante o máximo de ingressão da linha da costa. Um intervalo sedimentar condensado pode ser reconhecido pela abundância de fósseis pelágicos, minerais autigénicos e um limite superior, por vezes, endurecido.

Ver: « Superfície da Base das Progradações »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Nível Alto (do mar) »

Nesta tentativa de interpretação geológica de um auto traço de uma linha sísmica regional do Alasca, duas superfícies de base das progradações, que inclinam em direcções opostas, são bem visíveis. Elas são definidas por biséis de progradação com polaridade (vergência) oposta e caracterizam um intervalo estratigráfico condensado, cuja condensação aumenta para jusante, isto é, em direcção das partes profundas das bacias. A superfície da base das progradações inferior, ao longo da qual os biséis de progradação se orientam para o Sul (a condensação e o hiato aumentam) sugere um antigo continente ao Norte e um oceano ao Sul. Ao contrário, a superfície de base das progradações superior e as progradações que a definem têm uma polaridade norte, o que sugere um antigo continente ao Sul e um oceano ao Norte. Pode dizer-se que, esta tentativa de interpretação ilustra a colisão entre duas margens divergentes continentais de tipo Atlântico (formadas num contexto geológico, globalmente, extensivo, isto é, em associação com a formação de nova crusta oceânica e fora da megassutura do Mesozóico /Cenozóico) ou, por outras palavras, uma colisão entre dois continentes. Neste caso particular, o mar entre as massas continentais era o Mar Cretácico Interior (Mar Niobraran ou mar Interior da América do Norte). O mar foi criado quando as placas do Pacífico e da América do Norte colidiram (subducção placa Farallon sob a placa norte-americana durante o Cretácico), criando as Montanhas Rochosas a Oeste. Como durante o Cretácico, globalmente, o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) era alto, águas do norte (Oceano Árctico) e do Sul (Golfo do México) juntaram-se nas terras baixas do continente, formando um mar de Niobraran que cresceu e decresceu ao longo do Cretácico. Este grande mar interior que existiu durante período Cretácico Médio e Terminal, assim como no Paleogénico Inicial, dividia o continente Norte Americano em duas massas de terra, Laramidia, a Oeste, e Appalachia a Este. A primeira fase do desenvolvimento do mar de Niobraran começou no Cretácico Médio, quando o mar subiu criando um braço do Oceano Árctico que conectava a Oeste com América do Norte, o que criou o Mar de Mowry. No sul, o Golfo do México, que era uma extensão do mar de Tétis, uniu-se com o mar Mowry durante o final do Cretáceo para formar completamente o mar interior da América do Norte (Niobraran). No seu auge, este mar estendia-se desde as montanhas rochosas até os Apalaches (a sua largura atingiu cerca de 1000 km para um comprimento de 3300 km ) com uma profundidade de 800-900 metros. No final do Cretáceo, o levantamento contínuo de terras encolheu o mar que a longo prazo se retirou totalmente. Esta colisão, não só fechou, completamente, o oceano, que separava as margens divergentes, mas também produziu um encurtamento importante dos sedimentos. O termo colisão aqui utilizado não tem nada a vez com a transformação de energia cinética ou cinemática em energia de deformação, como, por exemplo, quando um automóvel esbarra contra um muro. Na teoria da tectónica das placas, a energia cinética não joga nenhum papel. A deformação dos sedimentos não está associada a nenhum tipo de aperto. É, sobretudo, a perda de resistência à deformação dos sedimentos em determinadas zonas das placas litosféricas que induz a deformação. Por outras palavras, há deformação dos sedimentos sob a acção de forças tectónicas, que afectam toda a placa litosférica, quando localmente os sedimentos perdem resistência à deformação, quer por um aumento local da temperatura, quer por um aumento local da pressão. Como sugerido nesta tentativa de interpretação, o encurtamento parece mais importante na placa litosférica cavalgante (margem divergente localizada ao Sul) do que na placa litosférica descendente. A identificação e profundidade dos intervalos condensados é muito importante na pesquisa petrolífera, uma vez que eles sugerem a localização, mais provável, das rochas-mães marinhas. Esta tentativa sugere, que nesta região, existem, certamente, dois níveis de rochas-mães marinhas potenciais, com uma maturação da matéria orgânica diferente. A matéria orgânica das rochas-mãe potenciais do nível inferior atingiu, provavelmente, a janela do petróleo, o que não é, certamente, o caso para a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais associadas à superfície de base das progradações superior.

Intervalo Transgressivo................................................................................................................Transgressive Systems Tract

Cortège transgressif / Cortejo transgresivo / Prozession transgressive / 游行侵 / Тракт трансгрессивных систем / Processione trasgressiva /

Corresponde ao “Transgressive Sytems Tracts” de P. Vail (não confundir com “Transgressive Systems Tract”), que certos geocientistas traduziram, de maneira incorrecta como “cortejo transgressivo”. O intervalo transgressivo, cujo acrónimo é IT, é o subgrupo inferior do grupo de cortejos de nível alto (CNA) de um ciclo sequência. Em relação à curva das variações do nível do mar relativo, que define o ciclo sequência, o intervalo transgressivo (IT) deposita-se quando aceleração da subida do nível do mar relativo é a mais forte (segmento da curva que tem a 1a derivada positiva e a 2^a derivada também é positiva (quando a função é crescente e a sua geometria côncava). Teoricamente, o limite superior do intervalo transgressivo (IT) é a superfície de inundação máxima, que corresponde, grosseiramente, ao ponto de inflexão ascendente (1^a derivada máxima) curva das variações do nível do mar relativo, a partir do qual que a subida do nível do mar relativo entra em desaceleração (início de deposição do prisma de nível alto, PNA). O termo grosseiramente enfatiza o facto que o ponto de inflexão ascendente, assim como o descendente (discordância) corresponde muitas vezes mais a um segmento do que a um ponto da curva.

Ver: " Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
« Transgressão (ingressão marinha) »

Neste tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Mar do Labrador, dentro de um ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, cuja duração varia entre 0,5 My e 3.5 My, o intervalo transgressivo (IT), que certos geocientistas chamam, de maneira pouco adequada cortejo transgressivo é, facilmente, reconhecido entre a discordância inferior do ciclo sequência e o prisma de nível alto (PNA). Os reflectores do ciclo sequência subjacente estão representados por traços espessos, de cor branca, enquanto que os do intervalo transgressivo (IT) estão coloridos em verde. Os reflectores do intervalo transgressivo (IT) repousam por biséis de agradação costeiros contra os reflectores do ciclo subjacente enfatizando uma discordância (superfície de erosão). Dentro do intervalo transgressivo, advinha-se a presença de quatro superfícies de ravinamento e, que, entre elas, os reflectores progradam em direcção do mar. O intervalo transgressivo, na sua totalidade, corresponde às transgressões de C. Emiliani (1992) isto é, a um conjunto de ingressões marinhas (subidas do nível do mar relativo) cada vez maiores e de regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, o que, cria, globalmente, uma geometria retrogradante. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Como se pode ver nesta tentativa, assim como no modelo geológico, desde a primeira subida do nível do mar relativo, que inunda a topografia pré-existente, a linha da costa (mais ou menos ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) desloca-se para montante (ingressão marinha), o cria sobre os sedimentos depositados, uma superfície de ravinamento. Ao mesmo tempo, é criada uma lâmina de água (iniciação da plataforma continental do ciclo-sequência) e espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que segue a ingressão marinha, os sedimentos depositam-se, pouco a pouco, em pacotes sedimentares progradantes (paraciclo-sequência) que deslocam a linha da costa, progressivamente, para o mar, mas sem que esta atinja a sua antiga posição. Um plataforma continental é assim iniciada entre a nova linha da costa e o rebordo continental. Uma nova ingressão marinha mais importante que a precedente, desloca, outra vez, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição para montante, o que cria uma nova superfície de ravinamento e aumenta, de novo, o espaço disponível para os sedimentos, ao mesmo tempo que promove condições geológicas de fraca taxa de sedimentação na parte distal da plataforma (perto do rebordo continental). Mais sedimentos se depositam, durante o novo período de estabilidade, em pacotes progradantes, mas como antes, a linha da costa não alcança, a posição extrema que ela tinha antes desta subida do nível do mar relativo. Nova ingressão, ainda mais importante, etc., etc.. Esta história geológica repete-se seis vezes, até que, finalmente, a nova ingressão marinha é mais pequena do que a anterior, isto é, até que a subida do nível mar relativo seja em desaceleração, o que inicia o prisma de nível alto (PNA), durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, uma vez que a linha da costa começa, progressivamente, a deslocar-se para o mar e diminuindo, pouco a pouco, a extensão da plataforma continental. É importante não esquecer que uma ingressão marinha* reduz o albedo da Terra (relação entre a energia luminosa reflectida e a energia luminosa incidente), uma vez que a superfície da água do mar absorve mais a radiação solar do que a superfície terrestre. Assim, o gradiente de temperatura entre as baixas e altas latitudes é reduzido durante as grandes ingressões marinhas, com as temperaturas polares da ordem de 20° C. Uma parte desta redução é atribuída ao aumento do teor de CO₂ na atmosfera, aumento da actividade vulcânica ao longo das dorsais medias oceânicas, e aumento da produtividade orgânica. Ao contrário, uma ingressão marinha contribui à deposição de sedimentos marinhos ricos em fósseis no continente, o que quer dizer, que as regressões sedimentares interrompem a sedimentação marinha no continente, ao mesmo tempo que a erosão reduz os depósitos sedimentares, previamente, depositados, o que implica que a continuidade dos registos marinhos, numa dada região do continente, raramente excede algumas dezenas de milhões de anos. Assim um contínuo registo do Fanerozóico pode ser reconstruído, unicamente correlacionando e juntando diferentes secções estratigráficas.

(*) Durante o tempo geológico o nível do mar oscilou durante o Fanerozóico de mais de 600 metros (C. Emiliani, 1992).

Inundação (curso de água)................................................................................................................................................................................................................Flood

Inondation / Inundación / Überschwemmung (Flüsse) /洪水（河流）/ Наводнение (реки) / Inondazioni (fiumi) /

Cobertura dos terrenos, mais ou menos horizontais, pela água do mar ou de um rio.

Ver : « Nível do Mar Relativo »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Transgressão »

As inundações são eventos naturais. Elas acontecem, sobretudo, quando a área de captação do rio, isto é, a área da superfície terrestre e correntes que alimentam o rio, recebe muito mais água do que é normal. Em tais condições, o rio não pode conter o excesso de água e, por conseguinte, ela transborda para a planície de inundação. Uma inundação pode ocorrer em qualquer ponto do trajecto de um rio e não, necessariamente, onde o excesso de água entrou. Regularmente, durante a monção, (mudança sazonal da direcção do vento acompanhada por uma mudança da precipitação que, actualmente, é utilizado para descrever as mudanças sazonais de circulação e precipitação atmosférica) inundações catastróficas ocorrem no este da Índia, Nepal e Bangladesh, matando centenas de pessoas e deixando milhões de pessoas sem abrigo. As causas principais das inundações nesta região são : (i) A monção, que traz anualmente chuvas muito intensas e neve de tal maneira que os solos são lixiviados produzindo um escoamento muito forte, o qual provoca uma erosão do solo muito grande ; (ii) A fusão da neve, que provoca a erosão dos solos e um aumento muito rápido da descarga dos rios ; (iii) O desflorestamento do antepaís (consequência do aumento de população no Nepal e Tibete), na qual uma grande quantidade de árvores são abatidas para serem utilizadas como combustível e para aumentar as áreas de pastagem, o que diminui a evaporatranspiração, aumenta o escoamento das águas e erosão, e produz frequentes deslizamentos de terreno ; (iv) Aumento da carga dos rios (devido à erosão do solo), em particular em material siltoso, levanta o leito dos rios, o que reduz fortemente a capacidade dos canais e aumenta a probabilidade de ocorrência das inundações ; (v) Topografia, uma vez que a grande maioria desta área está localizada numa planície deltaica e delta, cujas altitudes raramente ultrapassam 1 m (acima do nível do mar) ; (vi) Irrigação, visto que em muitos lugares o rio Ganges foi desviado para a irrigação, o que retém muito do material siltoso e impede a construção da planície de inundação a jusante ; (vii) Ciclones, que são muito frequentes nesta região, o que aumenta a probabilidade de ocorrência das inundações e (viii) A subsidência do terreno induzida pela sobrecarga sedimentar. As duas fotografias ilustradas acima, do rio Mississipi e seus afluentes (Missouri e Illinois), uma tirada dia 14 de Agosto de 1991 e outra dia 19 de Agosto de 1991, ilustram a extensão de uma das muitas inundações do vale do Mississípi.

Inundação & Regressão Sedimentar.....................................................................Flooding & Forestepping

Inondation-régression / Iundación-regresión / Überschwemmungen - Rückbildung / 洪水 - 回归 / Наводнение-регрессия / Inondazioni-Regressione /

Intervalo sedimentar formado por uma alternância de depósitos regressivos (geometria progradante) e superfícies de inundação (superfícies de ravinamento, associadas a ingressões). Estes intervalos quando associados a um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, implicam subidas do nível do mar relativo em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes, sem descidas do nível do mar relativo entre elas). Neste caso as regressões sedimentares são cada vez mais pequenas e, globalmente, a linha da costa desloca-se para o continente. Colectivamente as ingressões marinhas cada vez mais importantes e as regressões cada vez mais pequenas definem o que os geocientistas chamam ou devem chamar transgressões sedimentares e não transgressão. Quando os intervalos inundação / regressão estão associados a um prisma de nível alto (PNA), de um ciclo sequência, eles implicam subidas do nível do mar relativo em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas). Neste caso, as regressões sedimentares são cada vez mais importantes e a linha da costa, globalmente, prograda para o mar. Colectivamente, as ingressões marinhas cada vez menos importantes e as regressões sedimentares cada vez maiores formam o que os geocientistas chamam uma regressão sedimentar. Obviamente, não há descidas do nível do mar relativo entre estas ingressões marinhas (paraciclo eustáticos) e todos os sedimentos se depositam, formando os paraciclos sequência, durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Ciclo Sequência »

Os intervalos sedimentares limitados por superfícies de inundação (paraciclos-sequência), induzidas por ingressões marinhas, que formam todos os subgrupos de cortejos sedimentares de um ciclo-sequência (cones submarinos de bacia, cones submarinos de talude, prisma de nível baixo, intervalo transgressivo, prisma de nível alto e, por vezes, cortejos descendentes) correspondem a regressões sedimentares, uma vez que durante a sua deposição a linha da costa se desloca, progressivamente, para o mar, antes que uma nova ingressão marinha a desloque outra vez para o continente. Neste esquema, dois grandes grupos de regressões sedimentares, sublinhados por duas ingressões marinhas (cada uma delas formada por vários incrementos de subida do nível do mar relativo em aceleração). Estas duas ingressões marinhas em aceleração, o que quer dizer que a segunda é mais importante que a primeira, formam um ciclo-sequência incompleto, uma vez que o conjunto destes paraciclos-sequência estão limitados por duas discordância (superfícies de erosão) cuja diferença de idade é inferior a 3-5 My. Neste exemplo, as condições geológicas são de nível alto do mar. A discordância inferior (SB. 5,5 Ma) têm, certamente, uma grande ruptura de inclinação a jusante da área ilustrada neste esquema, que enfatiza o rebordo da bacia no início do depósito do ciclo sequência SB. 5,5 Ma / SB. 4,2 Ma. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Os sedimentos depositados quando o nível do mar estava mais baixo que o rebordo da bacia, isto o, o grupo de cortejo de nível baixo (CNB), que é constituído pelos cones submarinos e pelo prisma de nível baixo, depositaram-se a jusante (à direita) deste esquema. Unicamente os paraciclos-sequência (cortejo ou subgrupo de cortejos sedimentares), depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada incremento da ingressão marinha, que compõem o intervalo transgressivo estão ilustrado neste esquema. A evolução geológica deste intervalo transgressivo pode ter sido a seguinte: (i) Ingressão marinha, ou seja, subida do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia (não visível neste esquema) ; (ii) Inundação da antiga planície costeira com a formação de uma superfície de ravinamento e deslocamento da linha da costa para o continente, o que criou uma plataforma continental (primeira flecha vertical) ; (iii) Deposição de sedimentos e deslocamento da linha da costa para jusante durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que seguiu a ingressão marinha ; (iv) Nova subida do nível do mar relativo (segunda flecha), ou seja novo incremento de ingressão marinha (em geral mais importante do que o primeiro) e novo deslocamento da linha da costa para montante ; (v) Deposição e deslocamento da linha da costa para jusante (círculos com interior branco) que ultrapassou a posição anterior (progradação) ; (vi) Nova subida do nível do mar relativo e deslocamento da linha da costa para montante e nova deposição de sedimentos com um deslocamento da linha da costa mais importante que o anterior ; (vii) Nova subida do nível do mar relativo, mas desta vez mais importante do que as duas últimas, o que desloca muito mais para montante a linha da costa (com um grande aumento da lâmina de água) e a história repete-se, até que uma descida significativa do nível do mar relativo desloque a linha da costa para o mar e para baixo pondo o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (condições geológicas de nível baixo), criando uma superfície de erosão (discordância ou seja limite de ciclo-sequência). Como não há descidas do nível do mar relativo entre as sucessivas subidas do nível do mar, cada incremento marca um paraciclo eustático durante o qual se deposita um paraciclo sequência. Como os sedimentos vêm do continente, um paraciclo-sequência tem sempre uma geometria progradante, quer ele pertença ao intervalo transgressivo (IT) ou ao prisma de nível alto (PNA). O conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes e das regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, depositadas durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, formam o que C. Emiliani (1992) chamou “transgressões”. Na realidade, aquilo que muitos geocientistas chamam “transgressão” (sem especificar se estão a falar do mar ou dos sedimentos) não é outra coisa que uma sucessão de regressões sedimentares cada vez menos extensas, que colectivamente têm uma geometria retrogradante, uma vez que o acarreio sedimentar diminui (aumento da plataforma) e o nível relativo do mar sobe em aceleração.

Invasão Continental (costeira, marinha) .......................................................................................................................Encroachment

Empiétement continental / Invasión continental / Eingriff, Continental Übergriff / 大陆侵占 / Континентальное затопление / Invasione continentale /

Distância horizontal entre dois biséis de agradação consecutivos. Ela indica a morfologia da discordância que os biséis de agradação fossilizam. Mais plana é a morfologia da discordância, maior é a invasão continental para a mesma subida do nível do mar relativo. Ela pode ser positiva (subida do nível do mar relativo) ou negativa (descida do nível do relativo). Função da natureza dos biséis de agradação, ela pode ser costeira ou marinha. Dentro de um ciclo-sequência, a invasão continental é costeira nos cortejos sedimentares de nível alto e marinha no cortejo de nível baixo. Para haver deposição tem sempre que haver uma invasão continental positiva, excepto para os membros inferiores do cortejo de nível baixo (CNB) , isto é, excepto para os cones submarinos de talude (CST) e de bacia (CSB) que se depositam durante as descidas do nível do mar relativo (invasão continental negativa).

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Agradação »
&
« Ciclo Eustático de 1^a Ordem »

O onshore da ilha de Sumatra (Indonésia) corresponde a uma bacia interna ao arco da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) induzida por uma subducção de tipo B (subducção de Benioff). Dentro da bacia interna ao arco, duas fases tectónico-sedimentares se podem pôr em evidência que, de baixo para cima, são: (i) Uma fase de rifting ou de alongamento, caracterizada por uma subsidência diferencial e (ii) Uma fase de abatimento, caracterizada por uma subsidência térmica. Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica doeste onshore, os biséis de agradação dos sedimentos da fase de abatimento (fase cratónica como dizem certos geocientistas) fossilizam a discordância, que limita, superiormente, o substrato (sedimentos do Paleozóico ou do Pré-Câmbrico). Esta fossilização do substrato é o resultado de uma subida do nível do mar relativo deslocando a linha da costa de novo para o mar (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático* e da tectónica**), a qual a cada incremento (paraciclo eustático) desloca a linha da costa para o continente (Este). Ao fim de cada deslocamento da linha da costa para montante (incremento da ingressão marinha) há um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante qual a deposição retoma deslocando a linha da costa de novo para o mar (não há deposição quando o nível do mar relativo sobe). Considerando dois reflectores consecutivos, como ilustrado neste esquema, é fácil de verificar, que a terminação do reflector inferior está mais baixa e mais a jusante do que a terminação do reflector seguinte (superior). A distância entre as duas terminações, medida horizontalmente, dá o valor da invasão continental em metros (a escala horizontal das linhas sísmicas é métrica), enquanto que a distância vertical entre as terminações dá a agradação continental em milissegundos, uma vez que a escala vertical das linhas sísmicas é em tempo (tempo duplo). Neste caso, a agradação continental é positiva uma vez que a terminação do reflector mais recente está por cima da terminação do reflector precedente. Se a terminação do reflector mais recente estiver mais baixo do que a do reflector precedente, a agradação continental é negativa, o que sugere uma discordância entre os dois reflectores, ou seja, uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos), que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Uma tal descida do nível do mar relativo exumou uma parte da bacia aos agentes de erosão. Conhecendo a velocidade das ondas sísmicas no intervalo sedimentar limitado entre os dois reflectores, o cálculo da agradação ou invasão continental em metros é fácil de determinar. Quando a invasão continental é muito grande (por exemplo 100 km), para uma subida do nível do mar relativo de 10 metros, a topografia pré-existente (geometria da discordância que limita, inferiormente, o ciclo sequência considerado) é muito planar. Se a lâmina de água é muito pequena, a plataforma continental é impossível de se reconhecer nas linhas sísmicas devido à resolução sísmica. Certamente que a maior parte dos geocientistas, ao observarem esta tentativa de interpretação, se perguntam o que é que responsáveis da pesquisa petrolífera procuravam encontrar com este quatro poços. Sabendo que o primeiro poço perfurado foi o poço mais profundo (1800 metros), localizado na extremidade Oeste desta tentativa e que os resultados foram negativos, a surpresa será, certamente, ainda maior. Como eu fiz parte dessa equipa de pesquisa (1973) eu dou-lhe a resposta. Geologicamente, não há nada a encontrar nos três últimos poços. Eles foram perfurados, unicamente, para amortizar o preço do aparelho de perfuração (neste caso helicoportável). Parece um chiste, mas não é. Num grupo de pesquisa composto por várias companhias petrolíferas, o operador ganha muitas vezes dinheiro fazendo poços secos.

(*) Nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite que 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).

(**) Subsidência se o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento quando o regime tectónico é em compressão. Todavia, em certos casos, em particular, em bacias sedimentares com níveis de evaporitos pode haver levantamento, embora o regime tectónico seja em extensão.

Invasão Continental Negativa.....................................................................................................Negative encroachment

Empiétement continental négatif / Invasión continental negativa / Übergriff Continental negativ / 负水侵 / Отрицательное континентальное затопление / Invasione continentale negativa /

Quando os biséis de agradação costeiros se deslocam para o mar e para baixo. Em geral, não há deposição excepto para os sistemas profundos de deposição turbidítica.

Ver: «Curva dos Biséis de Agradação Costeiros»

Invasão Continental Positiva.............................................................................................................Positive encroachment

Empiétement continental positif / Invasión continental positiva / Übergriff, Continental positiv /正水侵 / Положительное континентальное затопление / Invasione continentale positiva /

Quando os biséis de agradação costeiros se deslocam para cima e para o continente, o que implica uma aumento do espaço disponível para os sedimentos.

Ver: «Curva dos Biséis de Agradação Costeiros»

Invasão Costeira.......................................................................................................................................................................Coastal Encroachment

Empiétement côtier / Invasión costera / Coastal Übergriff / 海岸侵蚀 / Затопление берега / Invasione Costiera /

Distancia horizontal entre dois biseis de agradação costeiros consecutivos. Ela indica a morfologia da discordância que os biséis definem. Mais plana é a morfologia da discordância, a montante do rebordo da bacia, maior é a invasão continental que neste caso é costeira. Ela pode ser positiva (subida do nível do mar relativo) ou negativa (descida do nível do mar relativo).

Ver:« Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Agradação »
&
« Invasão Continental »

Uma invasão costeira é um caso particular de invasão continental. Ela corresponde à distância horizontal (em metros) entre dois biséis de agradação costeiros consecutivos. Uma invasão marinha corresponde a distância horizontal (em metros) entre dois biséis de agradação marinhos. A combinação da invasão e da agradação costeira (distância vertical em milissegundos entre dois biséis costeiros consecutivos) enfatiza a topografia da discordância contra a qual os sedimentos repousam. Se agradação costeira é pequena (digamos, 50 milissegundos) e a invasão muito grande (digamos, superior a 50 km), a morfologia da superfície de erosão, criada pela descida do nível do mar relativo, é muito plana e nas linhas sísmica será difícil de individualizar a ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) do rebordo da bacia, durante os subgrupos do grupo de cortejos de nível alto, ou seja, durante o intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA). Dentro de um ciclo sequência, no prisma de nível alto (episódio regressivo, uma vez que o nível do mar relativo* sobe em desaceleração, ou seja, ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes), a partir de um certo momento, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição desloca-se para o mar até coincidir com o rebordo da bacia. A partir desse momento a bacia não tem plataforma continental (2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica do offshore Oeste da Índia (margem continental vulcânica** sobrejacente a uma crusta continental na qual se desenvolveram bacias de tipo rifte, formadas antes da ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana), na parte superior do prisma de nível baixo, a invasão costeira, é cerca 6 km e a agradação cerca de 200 milissegundos tempo duplo (± 100 m a esta profundidade). Uma margem continental divergente é considerada vulcânica quando há implementação de vulcanismo subaério na base da margem, isto é, imediatamente, depois da ruptura da litosfera e antes da formação da crusta oceânica. Desde que a subida do nível do mar relativo mudou as condições geológicas para alto nível, a invasão costeira da primeira superfície de inundação é, provavelmente, superior a 100 km e a agradação inferior a 100 milissegundos. O aumento da invasão costeira (para valores poucos diferentes da agradação) sublinha a morfologia da discordância subjacente e a localização do antigo rebordo da bacia. O primeiro bisel de agradação do prisma de nível baixo marca a agradação negativa induzida pela descida do nível do mar relativo que criou a discordância. Os cones submarinos, e em particular os cones submarinos de bacia (CSB), depositam-se na parte profunda da bacia (onde há espaço disponível suficiente para os sedimentos) durante a descida do nível do mar relativo. Todavia, todos os outros intervalos (subgrupos de cortejos sedimentares) de um ciclo sequência requerem uma subida do nível do mar relativo para aumentar acomodação afim que os sedimentos se possam depositar. Desde que a ruptura da litosfera de supercontinente, devido ao alastramento oceânico, o volume das bacias oceânicas vai diminuir, uma vez que o volume das dorsais oceânicas aumenta, o que implica uma subida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite). Esta subida do nível do mar absoluto continua até que a dispersam dos continentes individualizados pela ruptura do supercontinente seja máxima, para depois começar a descer à medida que o volume das bacias oceânica aumenta, devido a subducção da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção. Este tipo de variações do nível do mar absoluto é denominada eustasia tectónica ou tectonicoeustasia. As variações do nível do mar absoluto, que controlam os ciclos de invasão continental e, provavelmente, alguns dos subciclos de invasão continental, são dependentes 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).

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite.

(**) Uma margem divergente é dita vulcânica quando depois da ruptura da litosfera do supercontinente, a margem divergente começa com a implementação de escoamentos vulcânicas subaéreos (“SDRs” ou seja, reflectores que inclinam par o mar dos geocientistas de língua inglesa). Actualmente, sabe-se que a grande maioria das margens divergentes, sobretudo de tipo Atlântico, são vulcânicas, o que não era o caso alguns anos atrás, quando todos os offshores atlânticos eram considerados como não vulcânicos, na sequência da publicação sob o offshore da Galícia.

Inversão Magnética.........................................................................................................................................................................Magnetic reversal

Inversion magnétique / Inversión magnética / Ummagnetisierung / 磁性逆转 / Перемагничивание (инверсия намагниченности) / Inversione magnetica /

Processo pelo qual o Pólo Norte é transformado em um Pólo Sul e o Pólo Sul se torna um Pólo Norte. O campo magnético terrestre submete-se a uma simples excursão mais do que uma inversão, uma vez que se regenera por ele mesmo com a mesma polaridade.

Ver: « Magnetismo »
&
« Magnetostratigrafia »
&
« Expansão Oceânica »

A Terra comporta-se como um íman gigante. A parte mais interna da Terra, conhecida sob o nome de núcleo, é constituída por minerais muito pesados (ferro e níquel) e está, em grande parte, no estado líquido. Parece que são os movimentos da parte líquida, que geram o campo magnético, que se inverteu várias vezes ao longo da história da Terra, como certas rochas o sugerem. No momento de deposição de certas rochas, os minerais ferruginosos que elas contém, orientam-se segundo o campo magnético terrestre desse momento. A magnetização das rochas cria um campo magnético remanescente fóssil, o qual pode ser utilizado como uma bússola fóssil para determinar a direcção do campo magnético antigo (paleomagnetismo). Para isso basta medir, numa amostra orientada, com um magnetómetro sensível, o ângulo da declinação (D) e inclinação (I) magnéticas. A latitude (L) é determinada a partir da inclinação pela equação: Tan L = 1/2 Tan I (tangente da latitude é igual a metade da tangente da inclinação). As medidas do campo magnético fóssil mostraram que no curso da história da Terra, os pólos magnéticos, por razões ainda mal conhecidas, se inverteram várias vezes. O intervalo de tempo entre as inversões magnéticas varia muito, contudo, pode dizer-se, que durante o Cenozóico, o intervalo entre cada inversão é cerca de 500 ky. Os intervalos de tempo durante os quais a polaridade é a mesma que actualmente são chamados normais ou de polaridade normal, no caso contrário, eles são inversos ou de polaridade inversa. O campo magnético terrestre, que está dentro da magnetosfera criada pela acção do vento solar, parece mostrar sinais de diminuição de intensidade. Não obstante, actualmente, a intensidade magnética é, praticamente, a mesma que há 50000 anos, embora a última inversão já tenha ocorrido à cerca de 800000 anos. As determinações feitas em antigas jarras da época romana sugerem que a intensidade magnética era nessa altura o dobro da de hoje. É muito provável que num futuro próximo (tempo geológico) a polaridade magnética mude.

Isóbara.............................................................................................................................................................................................................................................................................Isobar

Isobare / Isobara / Isobare / 安索帕 / Изобара / Isobara /

Linha que une pontos com mesmo valor de pressão atmosférica (em referência ao nível do mar).

Ver: « Mapa »
&
« Nível Médio das Águas do Mar »
&
« Célula de Hadley »

Como ilustrado nesta figura, uma isóbara é uma linha, sobre um gráfico ou mapa, que liga pontos de igual pressão. No espaço a três dimensões que forma a atmosfera terrestre, as linhas de superfície isobára que ligam, num instante dado, os pontos de igual pressão atmosférica servem para delimitar nas cartas de análise e de previsão meteorológica os sistemas meteorológicos como, por exemplo : (i) Depressões, isto é, zonas onde a pressão atmosférica, ajustada ao nível do mar, diminui horizontalmente para um centro de baixa pressão, isto é, um mínimo local de pressão ; (ii) Anticiclones, quer isto dizer, as zonas de circulação atmosférica à volta dos centros de alta pressão ; (iii) Sulcos Barométricos, que são excrescências das depressões, que significam zonas de baixa pressão a volta de uma área e (iv) Cristas Barométricas, isto é, as regiões alongadas no campo da pressão atmosférica, onde esta é máxima em relação ao meio ambiente, sem ser uma circulação fechada. O sentido de rotação dos anticiclones está relacionado com a força de Coriolis. Eles giram no sentido horário no hemisfério norte e ao contrário do sentido horário no hemisfério sul. As isóbaras são, geralmente, indicadas em cartas normalizada ao nível do mar (cartas ou mapas de superfície). O cálculo da pressão reduzida ao nível do mar, ou, o da pressão a uma altitude compreendida entre o nível do mar e o solo sobre a mesma vertical, permite de traçar uma superfície isóbara de maneira contínua, mesmo lá onde a pressão associada seria, devido ao relevo, superior à pressão do solo. Quando que se fazem cartas meteorológicos em altitude, embora elas possam ser feitas na base de linhas isóbaras a uma altura estandardizada, em geral, utilizam-se as isoípsas (curva de nível, que unem pontos com igual valor de altitude) a níveis de pressão constante, chamadas alturas isóbaras. Nestes casos, utilizam-se determinados valores de pressão fixados internacionalmente, dos quais os mais importantes são 850, 700, 500, 300 e 200 hPa (1 hPa = 100 Pa) e as isoípsas representam a altura acima do nível do mar, onde encontram as pressões. Evidentemente, que às vezes, as superfícies isóbaras, associadas a valores não estandardizados da pressão são usados, como a quando dos cálculos ou saídas de um modelo de previsão numérica do tempo.

Isóbata (isobathimétrica)...................................................................................................................................................................................................................Isobath

Isobathe / Isobata / Isobathe / 等深线 / Изобата / Isobata /

Linha que une pontos com a mesma profundidade, quer em metros, como nas cartas batimétricas, que em tempo, como, nas cartas sísmicas, em particularmente nas cartas dos horizontes sísmicos utilizadas na pesquisa petrolífera.

Ver : « Isócrona »
&
« Linha Sísmica »
&
« Mapa de Contornos »

Na pesquiza petrolífera e sobretudo no offshore, as cartas em isóbatas são as mais frequentes, uma vez que a escala horizontal das linhas sísmica (migradas ou não) são em tempo (duplo) e não em profundidade. Todas as cartas em isóbatas profundidade dos horizontes sísmicos são feitas a partir de cartas em isóbaras tempo (que certos geocientistas chamam cartas em isócronas). O exemplo ilustrado nesta figura representa uma carta em isóbatas profundidade (metros) do soco no offshore do Vietname. Esta carta foi feita a partir de uma carta em isóbaras tempo construída a partir das tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas. Assim, pode dizer-se que neste offshore, os altos do soco individualizam três bacias sedimentares: (i) Bacia do Mekong, ao norte do alto de Conson ; (ii) Bacia Sul de Saigão e (iii) Bacia Norte de Saigão. Estas últimas estão localizadas a este do alto de Conson e são individualizadas por um alto do soco entre elas. Na classificação de Bally, estas bacias correspondem, na realidade, à sobreposição vertical des diferentes bacias sedimentares. De baixo para cima, as linhas sísmicas sugerem : (i) Um cadeia de montanhas dobradas ou um soco ; (ii) Bacias de tipo-rifte, que caracterizam a fase de alongamento ou de "rifting" da bacia interna ao arco ; (iii) Bacias cratónicas, que caracterizam a fase de abatimento da bacia interna ao arco e (iv) Margem divergente tipo não-Atlântico, que se desenvolve, sobre a bacia interna ao arco, quando o alongamento atrás do arco vulcânico provoca a ruptura da litosfera e uma oceanização, mais ou menos, importante, a qual cria um mar marginal. Nas cartas  em isóbaras tempo dos horizontes sísmicos é sempre, necessário, para evitar erros de interpretação não esquecer, em particular, nas áreas offshore, a influência da lâmina de água, uma vez que, pontos, estruturalmente, altos em tempo podem corresponder a tempos, estruturalmente, baixos em profundidade. Um aumento abrupto da profundidade de água entre a plataforma e o talude continental, necessariamente, retarda as ondas sísmicas, a jusante do rebordo da bacia.

Isobatitérmica.............................................................................................................................................................................................................Isobathytherm

Isobathithérmique / Isobatitérmica / isobathythermisch Linie / 等温深度线 / Изобатитерма / Isobatitérmic /

Linha que une os pontos com igual valor de temperatura, a profundidades diferentes e num plano vertical.

Voir: Isócrona »
&
« Mapa de Contornos »
&
« Escoamento ou Fluxo Térmico »

Sob o ponto de vista científico, a geotermia estuda o regime térmico da Terra e mecanismos de transferência de calor, quer estes sejam de condução ou convecção. A geotermia tenta integrar todos dados geológicos, geoquímicos e geofísicos em modelos satisfatórios. Além de variações térmicas de origem externa que afectam, segundo a sua periocidade, algumas dezenas de metros de espessura, a temperatura do solo aumenta com a profundidade: é o gradiente geotérmico. O grau geotérmico é a distância vertical a percorrer para que a temperatura suba um grau Celsius. Em média, o grau geotérmico é de 32 m. O aumento da temperatura em profundidade, isto é, o fluxo de calor interno da Terra, pode ser utilizado como uma energia renovável (que utiliza uma fonte inesgotável de energia de origem natural, como, a radiação solar, os ventos, os ciclos da água e do carbono na biosfera, o efeito de atracção lunar e solar sobre os oceanos, etc.). Esta figura ilustra a variação do grau geotérmico (en graus Celsius) da bacia do Kwanza (margem divergente tipo Atlântico sobrejacente a bacias de tipo-rifte). As linhas isobatitérmicas permitiram definir as variações do fluxo geotérmico, o qual está aqui exprimido em graus Celsius por 100 metros. Assim, como ilustrado acima, uma zona entre 2,0 e 2,5° C, significa que a temperatura do solo aumenta entre 2 e 2,5° C todas as vezes que a profundidade aumenta 100 metros. Este tipo de carta é muito importante para a pesquiza petrolífera, uma vez que ela sugere os lugares mais prováveis onde as rochas ricas em matéria orgânica (rochas mães potenciais) podem, eventualmente, transformar-se em rochas-mãe, isto é, que a sua matéria orgânica atingiu a maturação. Na bacia onshore do Kwanza, existem duas áreas, uma ao norte e outra ao sul, nas quais o aumento de temperatura, para cada 100 metros de profundidade, ultrapassando os 3° C. São as áreas onde uma maturação da matéria orgânica é mais provável, à condição que as rochas mãe potenciais tenham sido, suficientemente, enterradas. A presença nesta bacia de um importante horizonte de sal (bom condutor de calor), mas de espessura variável, pode alterar o grau geotérmico nas rochas que lhe são sobrejacentes.

Isocotidal.......................................................................................................................................................................................................................................................Isocotidal

Isocotidale / Isocotidal / Isocotidale / 同一高度潮 / Равноприливный / Isocotidal /

Linha que une pontos com igual valor de altura de maré. Este termo é considerado como incorrecto por vários geocientistas portugueses.

Ver: « Maré »
&
« Maré Viva »,
&
« Conjunção (astronomia) »

Esta carta de Airy mostra as linhas isocotidais actuais da Terra, isto é, as amplitude das marés. Nesta carta, nenhuma revisão recente das linhas cotidais foi feita a partir da enorme quantidade de dados de maré recentes, que têm sido acumulados desde há alguns anos. Esta carta elaborada por Sir George Airy é uma cópia da carta que ele apresentou no seu artigo sobre "Marés e Ondas". As partes do mundo para o qual os dados não são muito válidos foram omitidas. Por outro lado, os números romanos nas linhas cotidais denotam a hora (em tempo Greenwich) da maré alta no dia da lua nova ou cheia. O autor indicou que as linhas cotidais do Atlântico Norte são, precisamente, desenhadas, enquanto que as linhas do Atlântico Sul são duvidosas, e que as do Este do Pacífico e da Nova Zelândia são, praticamente, conjecturais. A incorporação das observações recentes nas cartas cotidais exigiria, certamente, algumas modificações destas observações. A conjectura de que quando uma onda oscila em águas rasas ela viaja com menos velocidade e, por conseguinte, a sua altura aumenta, é corroborado pela flexão e equidistância das linhas cotidais perto de continentes e ilhas oceânicas, como, por exemplo, nos Açores, Bermudas e sobretudo na costa Este e Oeste da América do Sul. A velocidade de propagação da onda de maré dá boas informações sobre a profundidade do mar. No Mar do Norte, a velocidade de propagação parece ser cerca de 45 quilómetros por hora, o que corresponde a uma profundidade de, mais ou menos, 42 metros. Por outro, é bem conhecido que a profundidade ao longo de um canal profundo é maior e que ao longo dos lados, ela é menor do que 42 metros. No oceano Atlântico, a onda passa de 90° de latitude, do sul para uma hora norte, em 12 horas, ou seja, à velocidade de 830 quilómetros por hora. Se a maré do Atlântico for derivada, como uma onda livre, da maré do Pacífico, a velocidade de propagação deverá corresponder a uma profundidade de 5480 metros. Airy considera, que o Atlântico é uma bacia tão grande que permite não entrar em linha de conta com a acção directa das marés, e pensa que as marés do oceano Atlântico derivam muito pouco das marés do oceano Pacífico.

Isócrona................................................................................................................................................................................................................................................................Isochron

Isochrone / Isócrona / Isochron / 等时线 / Изохрон / Isocrone /

Linha que numa carta geológica ou sísmica indica o mesmo tempo. Numa carta sísmica, como, por exemplo, a carta do topo do Cretácico, a isócrona 2,1 segundos indica que a posição do horizonte mapeado se encontra a 2,1 segundos de profundidade (tempo duplo).

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Mapa Geológico »
&
« Linha Sísmica »

Esta carta ilustra um mapa estrutural, em tempo duplo, de um horizonte do offshore do Vietname, na qual os valores das isócronas foram omitidos por razões de confidencialidade. As isócronas permitem identificar, facilmente, as zonas com valores mais pequenos, isto é, menos profundas (sublinhadas por +). Estas zonas sublinham antiformas, em forma de sino (como um anticlinal), mas que são induzidas por um regime tectónico extensivo e não compressivo, como é o caso de um anticlinal (neste offshore, as estruturas anticlinais ocorrem, localmente, em associação como uma reactivação das antigas falhas normais em inversas). Um geocientista pode utilizar diferentes mapas de contornos: (i) Mapa da Espessura de Perfuração, que mostra a espessura vertical de uma unidade estratigráfica atravessada por um poço e pesquiza vertical ; (ii) Mapa da Espessura Estratigráfica, que mostra a espessura de uma unidade estratigráfica medida perpendicularmente às superfícies que a limitam (a espessura estratigráfica é igual à espessura perfurada multiplicada pelo coseno da inclinação da unidade estratigráfica atravessada) ; (iii) Mapa das Isópacas, que mostra as variações de espessura estratigráfica de uma formação ou intervalo geológico utilizando as isópacas (linhas imaginárias que ligam pontos com a mesma espessura estratigráfica) desenhadas através dos pontos onde a formação tem a mesma espessura ; (iv) Mapa da Espessura Perfurada, que mostra as variações de espessura perfuradas, independentemente da verdadeira espessura estratigráfica ; (v) Mapa dos isólitos, que é uma carta construída a partir das linhas imaginárias, que conectam os pontos com litologia semelhante e que separam as rochas de diferentes natureza (cores, texturas, etc.) ; (vi) Mapa das fácies, que mostra as variações litológicas dentro de uma unidade estratigráfica ; (vii) Mapa de "subcrop", que mostra a paleogeografia debaixo de uma discordância, em geral, reforçada pela tectónica ; (viii) Mapa das isócronas, que mostra as variações de profundidade tempo (duplo) de um determinado horizonte (uma isócrona é uma linha imaginária que conecta pontos com o mesmo tempo de reflexão).

Isogónica.......................................................................................................................................................................Isogonic,, Isogonal, Isogonic line

Isogonique / Isogónica / Isogonischlinie / 等偏线 / Изогона / Linea Isogonica /

Linha que une pontos com o mesmo valor do ângulo de declinação magnética.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Magnetismo »
&
« Magnetostratigrafia »

No estudo do magnetismo terrestre (geomagnetismo), uma linha isogónica é uma linha que traçada através de todos os pontos da superfície da Terra com a mesma declinação magnética. Não confunda declinação magnética com o meridiano magnético. A declinação magnética é o ângulo, num determindo lugar, entre o meridiano geográfico e o meridiano magnético, ou seja, o ângulo entre o norte verdadeiro e o norte magnético. O meridiano magnético é o grande círculo da Terra que passa pelo pólo norte e sul magnético. Pode dizer-se que as linhas isogónicas são linhas de igual declinação magnética, enquanto que linha agónicas são linhas onde não há variação da declinação magnética. Uma bússola magnética, naturalmente, aponta para o pólo norte magnético, o qual não tem nada a ver como norte geográfico que é definido como o ponto no hemisfério norte, onde o eixo de rotação da Terra intersecta a superfície da Terra. No mapa em isogónicas ilustrado nesta figura, o norte geográfico está no topo e as linhas isogónicas estão desenhadas por linhas cinzentas contínuas. Um avião, que tenha que aterrar um aeroporto localizado num ponto onde a variação entre o norte magnético e geográfico é de 15° E, e que voe em a referência a uma bússola magnética / DG, o piloto tem que entrar em linha de conta com essa variação quando determinar o plano de voo (além de outras pequenas variações). Se a variação, entre o norte magnético e geográfico, é de Este, o piloto terá que a subtrair e se a variação é de Oeste o piloto terá que a adicionar, a menos que a bússola do piloto seja muito recente (menos de 5 anos) e que tenha um mecanismo de compensação que automaticamente faz esse ajuste. Como todos nós aprendemos nos levantamentos básicos ou geográficos, a Terra funciona como um íman gigante, como dois pólos. Um apontando para o norte e outra apontando para o sul. Desde que a agulha da bússola é magnetizada, a sua direcção é controlada por forças magnéticas na superfície da Terra e vai procurar o pólo norte magnético. Contudo, como dito antes, o eixo do campo magnético da Terra não coincide, exactamente, com o eixo de rotação da Terra sobre os pólos norte e sul (o pólo norte magnético fica, actualmente, no arquipélago árctico do Canadá).

Isohialina......................................................................................................................................................................................................................................................Isohialine

Isohaline / Isohalina / Isohaline / 等盐度线 / Изогалина / Isoaline /

Linha que une pontos com igual valor de salinidade.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Corrente de Salinidade »
&
« Corrente de Densidade »

Estas duas cartas em isohialinas feitas em Agosto 1987 na desembocadura do Rio da Plata (Argentina) mostram, claramente, que a salinidade ao nível do mar é mais pequena do que no fundo do mar. As linhas isohialinas, exprimidas em pus ("Practical Unity Salinity" em inglês), isto é, em gramas de sal por 100 gramas de água, são mais distais no fundo do mar do que ao nível do mar. Esta situação sugere que o escoamento do Rio da Plata é um escoamento é hipopicnal, quer isto dizer, que o fluxo de água do rio menos denso do que a do corpo de água no qual ele entra (oceano Atlântico Sul). A água do rio, cujo fluxo é o de jacto axial, ao entrar no oceano, os sedimentos que ela transporta dispersam-se à superfície do mar, para, mais tarde e, pouco a pouco, se depositarem no fundo do mar formando hemipelagitos (depósito profundo no qual mais de 25% da fracção das partículas tem um tamanho superior a 5 micrómetros). Nestas condições, é pouco provável que depósitos turbiditos de nível alto do mar se depositem no fundo do mar, próximo da desembocadura do rio (modelo de Mutti). Se uma descida relativa do nível do mar puser a linha da costa mais baixo do que o rebordo da bacia, isto é, se as condições actuais de nível alto do mar mudarem para condições geológicas de nível baixo, a plataforma continental será exumada e o perfil de equilíbrio provisório do rio da Plata será rompido. Por conseguinte, a desembocadura do rio se fará na parte superior do talude continental e os sedimentos transportados pelo rio serão transportados, talude abaixo, por correntes de turbidez. Desde que essas correntes atinjam a ruptura de inclinação da base do talude continental (limite entre o talude continental e a planície abissal), a velocidade das correntes diminuirá, assim como capacidade de transporte. Uma tal diminuição da velocidade das correntes induz a deposição dos sedimentos transportados sob a forma de cones submarinos quer de talude quer de bacia,. Os primeiros cones turbidíticos terão uma geometria, mais ou menos, ondulada (depósitos de transbordo, diques marginais naturais e preenchimentos tardios das depressões e "canais" turbidíticos), enquanto que os lóbulos dos segundos têm uma geometria mais ou menos horizontal.

Isoieta................................................................................................................................................................................................................................................................................Isohyet

Isohiète / Isohieta / Isohyete / 等雨量线 / Изогиета / Isoieta /

Linha que une pontos com a mesma precipitação atmosférica.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Projecção (tipo de mapas) »
&
« Tempo (estado da atmosfera) »

Esta carta em isoteias (milímetros de chuva por ano) do norte de Bornéu (Sabah) indica a pluviosidade da região. é interessante notar que as áreas de menor pluviosidade são as zonas litorais e as zonas de maior altitude. Este tipo de carta é importante para localizar as zonas de forte pluviosidade e as áreas onde as cheias dos rios são mais prováveis, o que permite prognosticar a ocorrência, mais provável, de depósitos turbidíticos de nível alto. Existem dois tipos de depósitos turbidíticos de água profunda. O primeiro tipo (modelo de P. Vail), ocorre em condições geológicas de nível baixo (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia que pode não coincidir com o rebordo continental), depois de uma descida relativa do nível do mar significativa. Com efeito, uma descida relativa do nível do mar significativa exume a plataforma continental, uma vez que a desembocadura dos rios se desloca para a parte superior do talude continental, o que provoca uma ruptura dos perfiles de equilíbrio provisório das correntes de água e, principalmente, dos grandes rios. Uma tal ruptura vai obrigar os rios a cavar os seus leitos, para restabelecer um novo perfil de equilíbrio provisório (o perfil de equilíbrio teórico nunca é atingido), o que aumenta de maneira importante o acarreio sedimentar, o qual é descarregado na desembocadura, isto é, no talude continental. Com os sedimentos transportados para a desembocadura não se podem depositar no talude, eles são transportados, para as partes profundas da bacia, por correntes de turbidez, onde eles se depositam quer sob a forma de cones submarinos de bacia quer sob a forma de cones submarinos de talude. O segundo tipo de turbiditos (modelo de E. Mutti) ocorre em condições geológicas de nível alto, quer isto dizer que o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, o que acontece quando a bacia tem uma plataforma continental significativa. Nestas condições, nas áreas com forte pluviosidade, o que pode ser sugerido pelas cartas em isoteias, e com uma topografia apropriada (montanhosas importantes e uma planície aluvial pouco extensa, isto é, com linha da baía próxima da linha da costa), as cheias e inundações dos rios, muito frequentes, transportam demasiado sedimentos para a linha da costa, os quais são transportados por correntes turbiditicas para as partes profundas do offshore onde eles se depositam sob a forma de lóbulos turbidíticos.

Isópaca........................................................................................................................................................................................................................................................................Isopach

Isopaque / Isópaca / Isopache / 等厚 / Изопахита / Isopaca /

Linha que une pontos com igual valor de espessura, a qual pode ser em metros ou em tempo. Na industria petrolífera, as cartas em isópacas (em metros) são comuns quando feitas com dados de campo ou a partir dos resultados dos poços, enquanto que as feitas em tempo são elaboradas à partir de dados sísmicos.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Orogenia »
&
« Fisiográfica (província) »

A carta em isópacas (metros) ilustrada nesta figura representa a espessura da cré (Seno-Turoniano) da bacia de Paris feita a partir dos resultados dos poços de pesquiza perfurados nesta bacia (cada poço está sublinhado por um pequeno círculo). Como se pode constatar, a espessura desta formação é maior na parte central do que nos bordos, o que é normal em quase todas as bacia sedimentares, uma vez que a subsidência aumenta em direcção da parte central da bacia. Contudo, o caso aqui é um pouco diferente, uma vez que a expressão "Bacia de Paris" é, para muito geocientistas, um abuso de linguagem. Na realidade, muitos geocientistas consideram que a chamada "bacia de Paris" não corresponde a um depocentro, isto é uma bacia sedimentar, mais sim a uma sucessão vertical de depósitos de plataforma que, mais tarde, foram levantados a Este e Oeste, o que dá ao conjunto uma geometria, mais ou menos, circular semelhante a de uma a bacia. Neste corte geológico, praticamente, nenhum intervalo se espessa, de maneira significativa, para a zona de maior enterramento. Com efeito, esta carta em isópacas não traduz a subsidência responsável pela criação da maior parte do espaço disponível para os sedimentos (acomodação), mas, mais, provavelmente, ela sublinha a erosão que o intervalo sedimentar sofreu. Em continuidade de sedimentação, isto é, na ausência de descidas relativa do nível do mar significativas, que criam discordâncias (superfícies de erosão) importantes, as cartas das isopacas em metros de um determinado intervalo sedimentar sublinham os ambientes de deposição, isto é, o prisma sedimentar, onde a parte mais espessa corresponde, em geral, ao talude continental e à progradação do rebordo da bacia (limite entre o talude continental e a plataforma ou a planície aluvial, quando a bacia nano tem plataforma). Quando uma carta é em tempo, é importante fazer uma conversão em profundidade, antes de avançar qualquer tipo de conjectura ou hipótese geológica.

Isopicna...............................................................................................................................................................................................................................................................Isopycnic

Isopycne / Isopicna / Isopycknischlinie / 等密度 / Изопикна / Isopicnica /

Linha que une pontos com igual valor de densidade.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Corrente de Densidade »
&
« Atmosfera »

Esta carta em isopinas da energia do vento sobre o oceano sugere que as fortes densidades são localizadas a altas latitudes e próximo do equador o que sublinha as células de Hadley, de Ferrel e as células polares. A célula de Hadley é um modelo de circulação fechada da atmosfera terrestre predominante nas latitudes equatoriais e tropicais. Esta circulação está, intimamente, relacionada aos ventos alísios, às zonas tropicais húmidas, desertos subtropicais e "jet streams". A circulação de Hadley é originada pelo transporte de calor das zonas equatoriais até às latitudes médias, onde a quantidade de radiação solar incidente é, normalmente, muito mais pequena. As células de Hadley estendem-se desde o Equador até latitudes de aproximadamente 30°, em ambos os hemisférios, o que é, indirectamente, bem visível nesta carta em isopicnas. Este calor é transportado em um movimento celular, com o ar ascendendo por convecção nas regiões equatoriais e deslocando-se até as latitudes superiores, pelas camadas atmosféricas mais altas. A subida do ar quente no Equador está acompanhada pela formação frequente de tempestades convectivas na chamada Zona de Convergência Intertropical. As células de Ferrel são células de circulação que se criam a latitudes médias da Terra ou de qualquer outro planeta em rotação para equilibrar o transporte realizado pelas células de Hadley e pelas células polares. O movimento do ar numa célula de Ferrel é oposto a rotação da Terra. As células de Ferrel e de Hadley encontram-se nas latitudes subtropicais entre 30 e 35 graus norte e sul, região, que está debaixo de uma crista de altas pressões chamada alto subtropical ("horse latitudes" em inglês), que é caracterizada por uma fraca precipitação pluviométrica e ventos variáveis misturado com períodos de calma. As células polares são circulações atmosféricas que se formam na região dos pólos. O ar frio denso desce dos pólos, o que cria uma alta pressão. Esta subsidência do ar nas proximidades dos pólos produz uma corrente superficial em direcção ao equador, que é desviada, formando os ventos polares de Este, em ambos os hemisférios. O ar frio move-se ao longo da superfície para latitudes mais baixas. À volta de 60 graus norte e sul, o ar foi é aquecido e sobe para cima, criando uma zona de baixa pressão.

Isossista..............................................................................................................................................................................................................................Isoseit, Isoseismal

Isoséiste / Isossista / Isoseiste / 等震 / Изосейста / Isoseismal /

Linha que une pontos com igual valor de intensidade sísmica.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Onda Sísmica »
&
« Descontinuidade de Mohorovicic  »

Na região ilustrada, que foi abalada por um sismo, foram feitos questionários à população. Os resultados da análise dos questionários foram projectados numa carta tendo em conta a intensidade do abalo de acordo com a escala internacional. Em seguida foram traçadas as linhas que unem pontos de igual intensidade sísmica, que são denominadas isossistas. O epicentro fica situado no centro das isossistas com maior intensidade. A intensidade de um sismo pode ser condicionada por vários factores, tais como: (i) A quantidade de energia libertada no foco ; (ii) A profundidade a que se situa o foco e (iii) A natureza do subsolo, ou seja, o modo como o solo responde á propagação das ondas sísmicas. O tipo de rochas pode condicionar a velocidade das ondas ou provocar mesmo o seu desvio. A intensidade dos sismos é um parâmetro que tem em conta os efeitos produzidos pelo sismo em pessoas, objectos e estruturas. Existem dois tipos de escalas: (A) Escala de intensidades ou de Mercalli modificada e (B) Escala de magnitudes ou de Richter. Na escala de Mercalli modificada consideram-se doze graus : (I) Imperceptível, quando o sismo não é sentido e é apenas registado pelos sismógrafos ; (II) Muito fraco, quando é sentido por um muito pouco número de pessoas em repouso, em especial pelas que habitam em andares elevados ; (III) Fraco, quando sentido por um pequeno número de pessoas, mas bem sentido nos andares elevados; (IV) Moderado, quando Sentido dentro das habitações, podendo despertar do sono um pequeno número de pessoas e com vibração de portas e janelas e das loiças dentro dos armários ; (V) Forte, quando é, praticamente, sentido por toda a população, fazendo acordar muita gente, com queda de alguns objectos menos estáveis e abertura de pequenas fendas nos estuques das paredes ; (VI) Bastante forte, quando provoca início de pânico nas populações e produz leves danos nas habitações, caindo algumas chaminés ; (VII) Muito forte, quando caem muitas chaminés com estragos limitados em edifícios de boa construção e, facilmente, perceptível pelos condutores de veículos automóveis em trânsito ; (VIII) Ruinosos, quando provoca danos acentuados em construções sólidas ; (IX) Desastroso, quando provoca desmoronamento de alguns edifícios ; (X) Destruidor, quando se abrem fendas no solo ; (XI) Catastrófico ; (XII) Cataclismo, quando provoca uma destruição total.

Isostasia...................................................................................................................................................................................................................................................................Isostasy

Isostasia / Isostasia / Isostasie / 地壳均衡 / Изостазия / Isostasia /

Estado de equilíbrio gravítico entre a litosfera e astenosfera de maneira que as placas litosféricas "flutuam" com uma certa elevação, que depende da sua espessura e densidade. A isostasia é invocada para explicar as diferenças de altura topográfica na superfície da Terra. Quando uma área da litosfera atinge o estado de isostasia diz-se que ela está em equilíbrio isostático (como um icebergue). A isostasia é a hipótese que admite que a crusta da Terra flutua num líquido muito viscoso e que ela responde consoante a carga.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Descarregamento por Erosão »

Os princípios da isostasia estão ilustrados nesta figura: (i) Dois blocos A e B, de densidade D_y e D_x, flutuam num líquido de densidade D_f ; (ii) A pressão nos pontos A', B' e PC' tem que ser a mesma (pressão à profundidade de compensação) ; (iii) Assim : X₂ x D_f = (Y₂ + Y₁) x D_y + Y₃ x Df = (X₁ + X₂) x D_x ; (iv) Conhecendo a densidade do fluído (D_f) e os valores de X₁ e X₂ ou de Y₂ + Y₁, pode determinar-se a densidade dos blocos. Desde que a carga diminui, uma das consequências da isostasia é o salto isostático ou levantamento isostático (também conhecido como salto crustal). Nas áreas que estiveram cobertas pelas calotas glaciárias quaternárias, como, por exemplo, o norte da Europa e do Canadá, as arribas das praias e dunas encontram-se, actualmente, a cerca de 300 metros acima do nível do mar. Para uma espessura de gelo de 2000 metros, semelhante à que existe hoje na Gronelândia, o terreno afunda-se cerca de 700 m, uma vez que a densidade do gelo é cerca de um terço da densidade do manto. As datações a partir do ¹⁴C das conchas marinhas e restos de plantas indicam que o levantamento isostático foi posterior às glaciações (menos que 14000 anos), o que quer dizer, que as arribas e dunas se formaram ao nível do mar e que não obstante a subida do nível do mar (glacioeustasia), elas foram ainda mais levantados pela isostasia. Nas áreas em que o levantamento foi bem datado pelo ¹⁴C, ele fez-se com uma taxa que decresce de maneira exponencial. Metade do tempo de recuperação é de vários milhares de anos. Assim, o norte da Europa e Canadá continuam a recuperar a sua posição original, embora muito mais lentamente do que inicialmente, isto é, no princípio da deglaciação (degelo). Nessas áreas, as instalações portuárias de centenas de anos atrás, como as dos Vikings e dos Gregos estão hoje vários quilómetros dentro da terra e vários metros acima do nível do mar. O levantamento isostático, provocado pelo degelo dos mantos glaciários, é bem visível nas linhas sísmica do mar do Norte, como ilustrado pelos autotraços desta figura. De facto, a alguns quilómetros da linha da costa, os sedimentos, inicialmente, depositados, mais ou menos, sub-horizontalmente, como os cones submarinos de bacia foram levantados (alargados) uma vez que o continente sofreu e sofre ainda hoje um salto isostático. O levantamento dos sedimentos aumenta em direcção do continente. O mesmo acontece com os sedimentos do talude continental que, no seguimento do levantamento isostático, exibem inclinações (para o mar) muito superior às permitidas pelo ângulo crítico de estabilidade. Este levantamento isostático é bem conhecido dos serviços topográficos e fiscais da Noruega, uma vez que a superfície das quintas litorais aumenta regularmente (as primeiras medidas datam do século XV, uma vez a linha da costa se desloca para o mar (descida relativa do nível do mar). Em conclusão, a isostasia é a tradução geológica da impulsão hidrostática descrita pelo princípio de Arquimedes : "Um corpo total ou parcialmente submerso num fluido em repouso, recebe um impulso de baixo para cima que é igualo volume igual ao peso do fluido que ele desloca." Esta força chamada impulso de Arquimedes ou impulsos hidráulico, mede-se em Newtons, e calcula-se pela fórmula seguinte : E = Pe V = ρf g V ou quando determinado para compara-lo com o peso do objecto: E= -Pe V = -ρf g V onde E é a pressão [N], Pe é o peso específico do fluido de [N / m³]² Rf é a densidade do fluido, V o "volume de fluido deslocado" por um corpo imerso parcialmente ou completamente no mesmo , g a aceleração da gravidade da massa m. Assim, o impulso depende da densidade do fluido, do volume do corpo e da gravidade lá existente. O impulso (em normais e condições descrito de modo simplificado) actua verticalmente para cima e é aplicada no centro de gravidade. Esse ponto é chamado o centro de impulso. Para que exista equilíbrio num aplaca litosférica, se há aumento do peso (existência de elevações topográficas ou a presença de sedimentos ou massas de gelo ou água), ele implica afundamento correspondente da placa, e vice-versa. Todavia, este processo decorre numa escala de tempo geológico e está sujeito à homeostasia* resultante da complexidade do sistema geológico. Os fluxos laterais necessários para ajustar as variações decorrem muito lentamente: a Escandinávia continua a subir lentamente (cerca de 9 mm/ano) por ajustamento isostático em resultado do desaparecimento dos gelos da última glaciação, e assim continuará por muitas centenas de milhares de anos.

(*) Propriedade de um sistema aberto, especialmente dos seres vivos, de regular o seu ambiente interno, de modo a manter uma condição estável mediante múltiplos ajustes de equilíbrio dinâmico, controlados por mecanismos de regulação interrelacionados.

Isotáquia.......................................................................................................................................................................................................................................................Isotachyte

Isotachyte / Isotaquia / Isotachyte / 相同的速度 / Изотахита / Isotaquia /

Linha que une pontos com igual valor de velocidade.

Ver: « Mapa de Contornos »
&
« Corrente »
&
« Escoamento »

A velocidade de escoamento de um glaciar é melhor compreendida pelos mapas em isotáquias do glaciar. O escoamento dos glaciares é um processo importante nas montanhas frias e regiões polares. Os glaciares movem-se costa abaixo, mostrando vários padrões de velocidade dentro do sistema de escoamento e modelam o terreno. O escoamento é influenciado pela força gravitacional, condições tectónicas, clima e mudanças climáticas, intemperismo, ciclo da água, etc. Por conseguinte, a superfície de um glaciar, assim como todas as outros elementos que o compõem, mudam no espaço e tempo. A quantificação e visualização dos movimentos da superfície de um glaciar é importante para a compreensão e modelagem dos processos dinâmicos envolvidos no escoamento do gelo, assim como para estimar a resposta do sistema às alterações das condições ambientais. Nas cartas em isostáquias, na maioria dos casos, os resultados das medidas de deslocamento, são visualizados por vectores estáticos, que representa a quantidade de deslocamento (e velocidade, respectivamente) para cada ponto escolhido. Os vectores têm seu ponto de partida no lugar do objecto localizado numa primeira foto e apontam na direcção do objecto correspondente numa segunda foto tirada mais tarde. O comprimento do vector é proporcional à velocidade calculada. Na sua forma mais simples, o campo de velocidade é visualizado com esses vectores unicamente, sem qualquer simbolização ou informações complementares. Para uma melhor orientação, esta visualização é, frequentemente, combinada com informações sobre o terreno, como, por exemplo, as linhas de contorno, sombra do relevo, e/ou ortoimagens (imagem, que quando apresentada na forma digital, representa as feições projectadas ortogonalmente com uma escala constante corrigida do deslocamento devido ao relevo e da inclinação da câmara sendo, por isso, geometricamente equivalente à uma carta). Desta forma, podem ser realizadas medidas semelhantes às que são feitas sobre um mapa. Além do campo de vectores, as isotáquias podem ser sobrepostas para apoiar a visão geral das condições de escoamento. As visualizações unicamente de isotáquias (sem vectores) podem ser utilizadas para fornecer uma visão geral das condições de velocidade na superfície do glaciar, mas as informações sobre os sentidos do escoamento têm que ser deduzidas. De qualquer maneira, um glaciar escoa-se ou flui costa abaixo, o que quer dizer que desde que um glaciar não se escoa costa abaixo ele não existe mais. O termo recuo de um glaciar é, na nossa opinião, um erro de linguagem, uma vez que um glaciar não pode escoar-se costa acima. Nós preferimos dizer que um glaciar se adelgaça e não que um glaciar recua.

Isotérmica......................................................................................................................................................................................................................................................Isotherm

Isothérmique / Isotérmica / Isothermischlinie / 等温线 / Изотермический / Isoterma /

Linha que une pontos com igual valor de temperatura.

Ver: « Fluxo térmico »
&
« Mapa de Contornos »
&
« Isobatitérmica »

O mapa ilustrado nesta figura representa as temperaturas médias medidas na Península Ibérica num mês Janeiro. O ano destas determinações não nos importa muito, uma vez que não temos nenhuma intenção de dizer se, actualmente, o clima é mais quente ou mais frio do que antes e sobretudo se essas variações são de origem antropogénicas (aumento do teor de CO₂ na atmosfera induzido pela combustão das energias fósseis) ou não. O que é interessante notar é a amplitude das variações entre as temperaturas da linha da costa, isto é, mais ou menos 12° C e a temperatura dos pontos altos que é de mais ou menos 2° Celsius, o que quer dizer, que a temperatura média na Península Ibérica variou de 10 °C. Esta variação é muito pequena quando comparada com as variações de outras regiões, para não falar entre a temperatura diurna e nocturna (no mesmo mês e dia) em Hassi Messaoud (deserto do Sahara). A razão principal pela qual estas diferenças nos interessam, é que certos geocientistas, que fazem parte integral dos movimentos políticos ecologistas (os celebres melancias, isto é, verdes por fora e vermelhos por dentro), nos dizem, depois de corrigir (mas de que maneira?) as diferenças de temperatura médias, que caminhamos para um catástrofe, porque os seus modelos (matemáticos ou não) sugerem um aumento de temperatura de cerca de 3° C (entre 2 e 6) nos próximos 100 anos. Quando tentei explicar isto aos meus amigos de Vila Real (Trás os Montes), que, felizmente, ainda não perderam o bom senso comum dos seus antepassados, um deles disse-me: "mas isso é uma maravilha, assim os meus netos não precisarão ir para o Algarve no inverno, como eu faço, que bom". A determinação da temperatura média da Terra é, extremamente, difícil de determinar, mesmo com as correcções feitas pelos especialistas, uma vez que amplitude da temperatura média nos pólos e no equador ultrapassa, por vezes, mais de 70° C. Um exemplo interessante é o do verão de 2010. Com efeito, aqueles que vivem na Europa consideram que o inverno de 2009 foi muito frio e que o verão de 2010 foi um pouco mais quente. No entanto, a comunicação social portuguesa disse ontem (29 Setembro 2010) : "este o verão foi o verão mais quente desde a 50 anos" tomando, evidentemente, como referência as temperaturas da Austrália.

Isótopo...........................................................................................................................................................................................................................................................................Isotope

Isotope / Isótopo / Isotop / 同位素 / Изотоп / Isotopo /

Átomo com o mesmo número de protões, mas com diferente número de neutrões e, assim, com uma massa atómica diferente de um outro átomo. Como as propriedades cinemáticas e termodinâmicas das moléculas são dependentes da massa, uma segregação parcial de isótopos ocorre durante processos físicos e químicos, de maneira que eles podem ser empobrecidos ou enriquecidos.

Ver: « Fusão Nuclear »
&
« Decaimento Radioactivo »
&
« Datação Radiométrica (radiocronologia) »

Isótopos são átomos de um elemento químico cujos núcleos têm o mesmo número atómico, ou seja, que contêm o mesmo número de protões designado por "Z", mas diferentes números de massas atómicas, designadas por "A". Isótopo significa "no mesmo lugar", uma vez que eles se situam no mesmo local na tabela periódica, que é uma disposição sistemática dos elementos, sob a forma de uma tabela, em função de suas propriedades. A diferença nos pesos atómicos resulta da diferença no número de neutrões nos núcleos, ou seja, os isótopos são átomos que possuem a mesma quantidade de protões, mas não a mesma de neutrões. Como ilustrado, o átomo de hidrogénio, possui três formas de isótopos: (i) O Protium (1 protão sem neutrão). o Deutérium (1 protão e 1 neutrão) e o Tritium (1 protão e 2 neutrões). Na nomenclatura científica, os isótopos são designados pelo nome do elemento seguido por um hífen e pelo número de nucleões (protões e neutrões) no núcleo atómico (ex: ferro-57, urânio-238, hélio-3). Na forma simbólica, o número de nucleões é escrito como um prefixo subido do símbolo químico (ex: He57Fe, 238U, 3He). Existem 339 isótopos naturais na Terra e mais de 3100 são conhecidos. Um exemplo bem conhecido de um par de isótopos é o carbono, o qual está presente, principalmente, sob o seu isótopo de peso atómico 12 (carbono 12). Contudo, podem-se encontrar pequenas quantidades do seu isótopo de peso atómico 14 (carbono 14), que é, quimicamente, equivalente, ao carbono 12, mas radioactivo. Os neutrões suplementares do núcleo tornam o átomo instável. Ele desintegra-se dando azoto ao mesmo tempo emite radiações beta. A proporção do isótopo estável em relação ao isótopo instável é a mesma na atmosfera e nos tecidos dos organismos vivos, mas desde que um organismo morre, ela varia, regularmente, com o tempo, uma vez que as trocas entre o organismo e o meio ambiente pararam. É nesta variação que se baseia o mais conhecido dos métodos de datação pelo carbono 14.