Magnafácies...............................................................................................................................................................................................................................Magnafacies

Magnafaciés / Magnafacies / Magnafacies / Magnafacies (齐在岩性和古生物但斜时) / Магнафация / Magnafacies /

Termo usado por certos geocientistas americanos para designar uma cintura contínua e homogénea de depósitos sedimentares, que é caracterizada por elementos litológicos e paleontológicos similares, mas que se estende obliquamente às linhas tempo ou através de diversas unidades cronostratigráficas bem definidas. Um magnafácies é um membro litológico completo ou uma perfeita unidade estratigráfica com o mesmo fácies, mas formado em diferentes tempos.

Ver: « Litossoma »
&
« Unidade Estratigráfica Discordante »
&
« Cronostratigrafia »

Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia (Mahakam, Bornéu Oeste), a magnafácies formada pelos arenitos de frente de delta (intervalo colorido em amarelo) associado ao rio Mahakam é, nitidamente, oblíqua aos grupos e subgrupos de cortejos sedimentares que formam os diferentes ciclos sequência entre as discordâncias SB. 5,5 e SB. 8,2 Ma. Nesta tentativa de interpretação foram interpretados, unicamente, dois ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, os quais estão associados com descidas significativas do nível do mar relativo. Estas descidas do nível do mar relativo definem dois ciclos eustáticos de 3^a ordem, isto é, que têm um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My (SB. 8,2 Ma / SB. 6,2 Ma, SB. 6,2 Ma / SB. 5,5 Ma). Estes dois ciclos eustáticos são típicos da curva de Haq. Todavia, nesta área, como a taxa de sedimentação foi muito importante, dentro de cada ciclo sequência, como se pode constatar, as terminações dos reflectores sugerem, fortemente, outras descidas significativas do nível do mar relativo (que põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia) que definem ciclos sequência de alta frequência. Isto quer dizer, que dentro dos dois ciclos sequência convencionais, definidos pelas discordâncias (SB. 5,5 Ma ; SB. 6,2 Ma e SB. 8,2 Ma), o nível do mar relativo* esteve várias vezes debaixo do rebordo da bacia e que os depósitos costeiros foram deslocados, várias vezes, para o mar (progradação) e para baixo (agradação negativa) para depois se deslocarem outra vez para o continente (Oeste). É por esta razão que durante os períodos de nível baixo do mar, a geometria da magnafácies, definida pela progradação dos arenitos do delta (assinalados com flechas em forma de relâmpago), têm muitas rupturas embora, globalmente, seja progradante. Este magnafácies, que também existe nos grupos de cortejos sedimentares de nível alto (do mar), por razões de representação, não foi mapeado, um vez que a espessura desses cortejos sedimentares é, relativamente, pequena. A obliquidade das magnafácies em relação às linhas cronostratigráficas só é bem visível quando os subgrupos de cortejos sedimentares são, suficientemente, espessos. Quando um ciclo sequência está completo ele é formado por dois grupos de cortejos sedimentares : (i) Um grupo de cortejos de nível baixo (CNB), depositado quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, e que é composto, de baixo para cima, por três subgrupos de cortejos sedimentares : a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB) e (ii) Um grupo de cortejos de nível alto, depositado quando nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, e no qual se distinguem dois subgrupos : a) Intervalo transgressivo (IT), o qual é fossilizado pelo b) Prisma de nível alto (PNA). Durante o intervalo transgressivo (IT), a bacia têm uma plataforma continental, assim como durante a 1^a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), quando a linha da costa (ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) ainda está individualizada do rebordo da bacia. Desde que o rebordo da bacia passa, também, a ser o rebordo continental e se localiza próximo da linha da costa (nas linhas sísmicas tem que se entrar em linha de conta com a resolução sísmica vertical), começa a 2^a fase da evolução do prisma de nível alto (PNA), uma vez que a bacia deixa de ter uma plataforma continental. A geometria retrogradante do intervalo transgressivo é o resultado do conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez menos importantes, enquanto que a geometria progradante do prisma de nível alto (PNA) é o resultado da acção conjunta de ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes. Tudo isto quer dizer, que ao nível hierárquico dos ciclos sequência, para haver deposição, o nível do mar relativo tem sempre que subir. Todavia, durante o intervalo transgressivo (IT), o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes), enquanto que durante o prisma de nível alto (PNA), ele sobe em desaceleração (ingressões marinhas cada vez menos importantes).

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica, uma vez que ela por si só pode aumentar (subsidência) ou diminuir (levantamento) o espaço disponível para os sedimentos (acomodação).

Magnetismo.........................................................................................................................................................................................................................................Magnetics

Magnétisme / Magnetismo / Magnetismus / 磁 / Магнетизм / Magnetismo /

Campo magnético produzido pelo movimento da parte líquida do núcleo da Terra. A Terra comporta-se como um íman gigante, uma vez que a parte interna, conhecida pelo nome de núcleo, é constituída por minerais muito pesados (Fe e Ni) e está, em grande parte, no estado líquido.

Ver : « Magnetostratigrafia »
&
« Terra »
&
« Cronostratigrafia »

Nesta figura (à esquerda), o campo magnético* de um íman está sublinhado pelo alinhamento de detritos ferruginosos numa folha de papel colocada sobre o íman. O campo magnético terrestre, esquematizado à direita, pode ser comparado ao de um grande íman colocado no centro da Terra e inclinado ligeiramente (11° para Este), no qual a agulha de uma bússola se orienta-se segundo as linhas da força magnética produzidas pelo íman, como indicado neste esquema. O magnetismo é muito utilizado pelos geocientista para determinar a composição, estrutura e profundidade de certas rochas. O método (análise magnética) baseia-se nas medidas das pequenas variações do campo magnético terrestre. Na realidade, como a grande maioria das rochas sedimentares não são magnéticas, qualquer variação na composição das rochas do soco ou do relevo (profundidade) do soco causa variações do campo magnético terrestre. Estas variações podem ser medidas com magnetómetros à superfície da Terra ou por aparelhos apropriados transportados em avião ou navios. As variações constatadas no campo magnético terrestre são interpretadas em termos da distribuição mais provável do material magnético debaixo da superfície da Terra, que por, sua vez, é a base para as hipótese sobre as condições geológicas mais prováveis. No hemisfério Norte, as anomalias magnéticas negativas ocorrem ao norte das massas magnéticas enterradas e ao sul no hemisfério Sul. A anomalia máxima ocorre nos pólos e a mínima no equador. Os resultados geológicos mais frequentes, que os geocientistas obtém a partir do magnetismo são: (i) A profundidade das rochas do soco ; (ii) A espessura da coluna sedimentar ; (iii) A localização dos pontos alto do soco, etc. A interpretação das anomalias magnéticas é semelhante à interpretação das anomalias de gravidade, uma vez que ambos os métodos utilizam campos potenciais naturais baseados na lei da atracção universal. O termo magnetismo é derivado de magnésia, o nome de uma região da Ásia Menor, onde a magnetite (minério de ferro magnético), foi encontrado pela primeira vez.

(*) Na física, particularmente no magnetismo, o campo magnético é um campo de vectorial de solenoidal (um vector solenoidal é um vector cuja divergência é nula em certa região, ou cujo fluxo é nulo através de uma superfície fechada dessa região) criado no espaço pelo movimento de uma carga eléctrica ou por um campo eléctrico variável ao longo do tempo. Junto com o campo eléctrico é o campo electromagnético responsável pela interacção electromagnética.

Magnetostratigrafia..........................................................................................................................................................Magnetostratigraphy

Magnétostratigraphie / Magnetoestratigrafía / Magnetostratigraphie / Magnetostratigraphy (序列的反向极性和强度) / Магнитостратиграфия / Magnetostratigrafia /

Uso dos registos das mudanças de polaridade do campo magnético preservado nos sedimentos para estabelecer correlações, como entre os poços de pesquisa e datar os sedimentos. Individualmente, o tempo dos intervalos com polaridade normal e inversa (cronos) varia entre 10 mil e 10 milhões de anos.

Ver: « Estratigrafia Paleomagnética »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Cronostratigrafia »

A magnetostratigrafia é uma técnica cronostratigráfica utilizada para datar os pacotes sedimentares e vulcânicos. Nesta figura, a escala ilustrada é a escala da polaridade magnética do Cenozóico. No momento de formação das rochas, os minerais ferruginosos orientam-se segundo o campo magnético terrestre da época. A magnetização das rochas cria um magnetismo remanente fóssil que pode ser utilizado como uma bússola fóssil, para determinar a direcção do campo magnético antigo (paleomagnetismo). Desta maneira, os geocientistas constataram que as medidas do campo magnético terrestre fóssil sugerem, que durante a história geológica, os pólos magnéticos, por razões ainda mal conhecidas, se inverteram várias vezes. Os dois pontos da superfície da Terra onde se encontram as suas linhas de forças magnéticas, uma vez que a Terra age como um enorme íman devido a existência de uma massa de ferro no seu núcleo (correntes eléctricas no núcleo geram a maior parte do campo magnético, embora 10% sejam produzidos por correntes da ionosfera (localiza entre 60 km e 1000 km de altitude, composta de iões, plasma e que devido à sua composição, reflecte ondas de rádio até aproximadamente 30 MHz . Os pólos magnéticos mudam de posição lentamente, mas permanecem a cerca de 1.600 km dos pólos geográficos que determinam o eixo de rotação da Terra. Ao contrário do que ocorre com os pólos geográficos, os dois pólos magnéticos não são exactamente opostos. A linha imaginária que os une (eixo magnético), não passa pelo centro exacto da terra, mas a cerca de 530 km do mesmo (https://pt.wikipedia.org/wiki/Polo_magnético). O intervalo de tempo entres as inversões magnéticas varia muito. Durante o Cenozóico, uma média de, mais ou menos, 500 ky é, por vezes, avançada para cada inversão de polaridade. Os intervalos de tempo durante os quais a polaridade magnética é a mesma que, actualmente, são chamados normais e, no caso contrário, inversos. Como as inversões de polaridade geomagnética são síncronas, o uso dos seus registos representa um relógio absoluto para datar os intervalos sedimentares. Isto é, particularmente, importante para os intervalos sedimentares sem fósseis. A dificuldade principal da utilização dos registos magnéticos nas correlações geológicas é a identificação, para uma determinada região, do evento geológico global que é representado pela inversão magnética. Este problema é, parcialmente, resolvido quando a assinatura magnética se pode meter em evidência dentro de uma sucessão de inversões. Se na série do Eocénico, por exemplo, se reconhece uma sucessão de inversões na qual um longo período normal é intercalado entre dois longos intervalos inversos, a idade provável é Eocénico Médio. A utilização da estratigrafia magnética em conjunção com outros métodos de datação, permitiu aos geocientistas datar os sedimentos do Cenozóico e da parte superior do Mesozóico. O processo de medição da magnetização compreende 3 fases: (i) Desmagnetização ➜ para retirar as magnetizações subsequentes à magnetização original de modo a que os minerais fiquem apenas com a orientação do campo magnético original (as rochas, normalmente, apresentam uma segunda magnetização, muito mais recente que a magnetização remanescente original, e que é imposta pelo campo magnético actual, que é devida, sobretudo, a modificações durante a meteorização superficial das rochas) ; (ii) Medida da Orientação ➜ esta fase consiste na medição da orientação dos minerais magnéticos ; (iii) Tratamento estatístico ➜ é a fase em que os dados obtidos, resultante das amostras de cada localidade são submetidos a um tratamento estatístico, indispensável para tornar os resultados mais fiáveis. Certamente uma das aplicações mais importante da magnetostratigrafia é a determinação da taxa de deposição. Para isso basta traçar a idade de cada inversão magnética (em milhões de anos atrás) versus o nível estratigráfico em que a inversão se encontrada (em metros), o que dá a taxa em metros por milhão de anos mas, geralmente exprimida em milímetros por ano, o que equivale a uma taxa em km /My. Os dados magnetostratigráficos podem, também, podem ser usados para modelar as taxas de subsidência das bacias a sedimentares, uma vez que conhecendo a profundidade de uma rocha-mãe pode calcular a idade em que a sua matéria orgânica atingiu a janela do petróleo e quando a migração de hidrocarbonetos começou. Por outro lado, como a idade de uma armadilha pode ser determinada a partir de dados magnetostratigráficos, comparando as idades da armadilha e da migração dos hidrocarbonetos os geocientistas a podem calcular a probabilidade de sucesso de um prospecto de pesquisa.

Manto de Gelo (Inlandsis).................................................................................................................................................................................................Inlandsis

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

Massa de gelo glaciário que cobre mais de 50000 km² de terreno, isto é, maior, em geral, de uma plataforma de gelo ou (massa de gelo plana, espessa e flutuante, que se forma onde um glaciar ou calota de gelo descarrega na superfície do oceano) e glaciares. Massas de gelo com uma área menor que 50000 km² são designadas calotas de gelo, que, tipicamente, alimentam um conjunto de glaciares. Sinónimo de Inlandsis.

Ver: " Inlandsis"

Mapa.......................................................................................................................................................................................................................................................................................Map

Carte / Mapa / Karte / 地图 / Карта / Mappa /

Diagrama, desenho ou outro tipo de representação gráfica, normalmente a duas dimensões, de determinadas características físicas (naturais, artificiais ou ambas) de uma parte ou de toda a superfície da Terra, de outros planetas, de qualquer outra superfície ou de uma área de subsuperfície, por sinais e símbolos com indicação das orientações, de maneira que a a posição relativa e o tamanho de cada característica no mapa corresponde a sua correcta posição geográfica segundo uma projecção e escala pré-determinada (Bates, R. L. & Jackson, J.A., 1980). Sinónimo de Carta.

Ver: " Mapa de Contornos "
&
" Mapeamento "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "

Os mapas que aqui nos interessam são sobretudo os mapas utilizados pelos geocientistas, tais como os mapas topográficos, batimétricos, geológicos, mapas de contornos dos horizontes sísmicos e geológicos, etc. Muitas vezes os mapas são chamados cartas, assim, uma carta geológica é um mapa onde estão ilustradas informações geológicas e sobretudo informações sobre o que está por baixo da superfície terrestre. É possível representar numa carta geológica : (i) O tipo, idade relativa e localização das diferentes formações geológicas ; (ii) O tipo e localização do contacto entre os diferentes tipos de litologia ; (iii) O tipo e localização dos depósitos de superfície ; (iv) A direcção e inclinação das rochas estratificadas ; (v) O tipo e localização dos aspectos relacionados com a deformação das rochas ; (vi) A base topográfica que serve de apoio à cartografia geológica, etc. As cartas geológicas modernas devem, também, representar a coluna estratigráfica (localização vertical das unidades litológicas numa área particular) que relaciona as várias unidades em termos cronológicos, colocando em evidência o tipo de contacto e a eventual existência de descontinuidade entre elas e o(s) perfil(s) interpretativo(s) definido(s) segundo direcções que permitem uma melhor interpretação das principais estruturas geológicas existente em certa região. As cartas geológicas são úteis para a prospecção e exploração de recursos energéticos, minerais, em particular dos hidrocarbonetos, mas também para a exploração de águas subterrâneas, assim como : (a) A selecção e caracterização de locais para a implantação de grandes obras de engenharia ; (b) Os estudos de caracterização e preservação do ambiente ; (c) Os estudos de previsão e de prevenção de fenómenos naturais, como, por exemplo, actividade sísmica e vulcânica e estudos científicos.

Mapa de Contornos....................................................................................................................................................................Contour Map

Carte de contours / Mapa de contornos / Contour Karte / 等高线图 / Контурная карта / Mappa di contorni /

Mapa construído a partir de linhas de contorno (isolinhas). Cada linha de contorno (função de duas variáveis) é a curva ao longo da qual a função, por exemplo, a altitude tem um valor constante.

Ver: " Mapa "
&
" Isócrona "
&
" Projecção (tipo de mapa) "

O mapa de contornos ilustrado nesta figura corresponde ao mapa do topo da rocha-reservatório de uma acumulação não económica de petróleo. Note a presença de um pequeno campo (campo de Karmila) ao nível das areias da formação Malang Akar, imediatamente acima do soco. Com efeito, o soco (sublinhado pelas cruzes brancas sobre fundo vermelho), que forma o arco estrutural de Xenin, é separado da série sedimentar por duas importantes falhas normais (falha de Yani e falha Norte de Seribu), as quais, em certas áreas, foram um pouco reactivadas como falhas inversas durante o regime tectónico compressivo (pós-sedimentar), que ocorreu nesta bacia interna ao arco. A série sedimentar, que constitui a fase de "rifting" da bacia interna ao arco é formada por uma alternância de leques (cones) aluvias (rocha-reservatório potencial) e argilitos lacustres ricos em matéria orgânica (rocha-mãe potencial). O mapa estrutural do topo de leque aluvial ilustrado nesta figura define uma armadilha morfológica, uma vez que o leque é, igualmente, coberto pelos argilitos lacustres, isto é, pelas rochas-mãe, que funcionam também como rocha de cobertura. Este leque aluvial foi perfurado várias vezes. Alguns poços são secos, isto é, não encontraram nenhuns hidrocarbonetos, enquanto que outros, encontraram hidrocarbonetos, mas em quantidades insuficientes para serem considerados como campos economicamente rentáveis (acumulações de petróleo subcomercial), e outros, unicamente, com indícios de petróleo. Esta armadilha, que muitos geocientistas consideram como estrutural, uma vez que ela tem uma componente estrutural, bem marcada neste mapa, não tem nada a ver com uma armadilha estrutural. Uma verdadeira armadilha estrutural tem um fecho próprio, como, por exemplo, uma estrutura anticlinal ; a carta do topo da rocha-reservatório define uma estrutura que inclina em quatro direcções ortogonais ("four way dip", em inglês). É fácil de constatar, que a armadilha ilustrada nesta carta pelo topo do leque aluvial, não satisfaz as condições de uma armadilha estrutural, uma vez que o topo da rocha-reservatório não inclina em quatro direcções. O fecho norte da rocha-reservatório é por justaposição contra as rochas do soco.

Mapa Estratigráfico.............................................................................................................................................Stratigraphic Map

Carte stratigraphique / Mapa estratigráfico / Stratigraphische Karte / 地层剖面图 / Стратиграфической карта / Mappa stratigrafica, Carta stratigrafica /

Mapa que engloba vários dados para mostrar um conjunto de atributos dos estratos como : (i) Distribuição dos ambientes sedimentares ; (ii) Espessura de determinados intervalos estratigráficos ; (iii) Tipo de sedimentos num certo intervalo ; (iv) Direcção e inclinação dos estratos e (v) Qualquer outra característica dos estratos de uma determinada área.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Estratigrafia "
&
" Correlação "

Nesta tentativa de interpretação geológica de certos dados sísmicos (3D) de um campo petrolífero da Tailândia, estão ilustrados determinados atributos sedimentares. No mapa da esquerda, está ilustrado o mapa das amplitude sísmicas ao longo de um determinado reflector (na realidade, não são as amplitudes de um reflector, mas sim, o empilhamento de amplitudes de um intervalo tempo de, mais ou menos, 100 milisegundos). Este tipo de mapa corresponde, grosseiramente, a uma carta geológica (com topografia plana) e interpreta-se da mesma maneira. O problema, é que, actualmente, a grande maioria dos geocientistas, que trabalham nas companhias petrolíferas, não sabem ler uma carta geológica. Neste exemplo, reconhecem-se, facilmente, várias falhas normais e o preenchimento de um antigo canal. Regionalmente, este preenchimento corresponde ao preenchimento de um vale cavado, que um rio foi obrigado a cavar, uma vez, que o perfil de equilíbrio provisório do rio foi rompido por uma descida relativa do nível do mar significativa. Efectivamente, uma descida relativa do nível do mar pode deslocar, vários quilómetros para jusante, a linha da costa e, assim, a desembocadura dos rios. Desde que o nível do mar relativo (eustasia + tectónica, subsidência ou levantamento) começa a subir, o vale cavado é preenchido durante a parte final de deposição do prisma de nível baixo, isto é, imediatamente, antes do nível do mar inundar a planície costeira e deslocar, outra vez, a embocadura dos rios para montante. A geometria do preenchimento do vale cavado é, perfeitamente, visível na linha sísmica (à direita no topo). Nesta linha (horizontalizada em relação à primeira superfície de inundação do cortejo transgressivo), a base da incisão está sublinhada por um traço contínuo (em vermelho) e a primeira superfície de inundação por um traço descontínuo. O preenchimento arenoso (rocha-reservatório do campo petrolífero) está sublinhado por fortes amplitudes sísmicas com ilustrado na interpretação geológica (em baixo à direita).

Mapa Geológico.......................................................................................................................................................................................Geologic Map

Carte géologique / Mapa geológico / Geologische Karte / 地质图 / Геологическая карта / Carta geologica /

Distribuição das características geológicas de uma área como, os diferentes tipos de rochas, falhas, etc. Geralmente, um mapa geológico é feito em cima de um mapa topográfico (mapa de base) para que as pessoas se possam localizar no mapa. O mapa de base é, geralmente, imprimido em cores claras, para não interferir com as cores do mapa geológico, uma vez que, no mapa, a geologia é representada por cores, linhas e símbolos geológicos. A percepção dessas características permite a compreensão da geologia da área mapeada.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Estratigrafia "
&
" Formação (geológica) "

Nesta carta geológica, cada cor representa uma formação geológica. Esta carta foi feita no fim dos anos 60, pelos geocientistas da Companhia Francesa dos Petróleos, que hoje se chama Total SA e na qual nós passamos cerca de 40 anos. Ela é anterior ao advento da estratigrafia sequencial. O mapa de base, que foi construído a partir das fotografias áreas da época, permite uma localização mais que suficiente (erro de, mais ou menos, 100 metros). As relações geométricas entre os planos de estratificação e as configurações internas dos diferentes pacotes sedimentares não estão representadas. A grande maioria das discordâncias e estruturas (em extensão), assim como o comportamento estrutural das camadas, isto é, das inclinações, que permitem definir as estruturas (direcção e máximo pendor), estão representadas. Todas as estruturas mapeadas são extensivas, quer isto dizer, que, nesta área, não há, aparentemente, anticlinais, sinclinais ou falhas inversas (salvo na área de Cabo Ledo, onde um deslizamento da cobertura salífera sobre o sal, produziu, localmente, um regime compressivo de compensação). Todas as estruturas são antiformas, sinformas e falhas normais, o que implica que os sedimentos foram alargados. Este alargamento foi induzido pela subsidência diferencial, que criou as bacias do tipo-rifte (em geral hemigrabens) e pela subsidência térmica, durante a margem continental divergente do tipo-Atlântico que se formou depois da ruptura do Gondwana. A tectónica salífera e, particularmente, a halocinese (escoamento dos evaporitos sem intervenção de esforços tectónicos) contribuíram para o alargamento dos sedimentos, que, em certas áreas, ultrapassou mais de 30% da extensão original (no momento do depósito).

Mapeamento (possibilidade de)..........................................................................................................................................................Mapability

Capable d'être cartigraphiable / Mapabilidad / Abbildbarkeit, Geeignet, um mappable / 能够被制图 / Способность быть отображаемыми на картах / Capace di essere mappabile /

Possibilidade de representação num mapa de uma formação geológica ou evento estratigráfico, quer à partir de dados de campo ou sísmicos. No campo, onde a escala de observação é 1:1, praticamente, todas os eventos estratigráficos podem ser cartografados, é uma simples questão de escala. Contudo, isto não, é verdade numa carta feita a partir dos dados sísmicos, uma vez que tem que se entrar em linha de conta com a resolução sísmica. Certos geocientistas consideram o mapeamento como sinónimo de resolução sísmica.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Resolução Sísmica "
&
" Formação (geológica) "

A maneabilidade dos objectos geológicos interpretados através dos dados sísmicos, pode deduzir-se a partir desta figura, onde estão comparadas as espessura de: (A) Uma onda sísmica de 30 Hz* num meio de velocidade de 1828 m/s (ou 60 Hz com uma velocidade de 3657 m/s) ; (B) Prédios de uma cidade ; (C) As diagrafias da resistividade de um poço de pesquiza (Mar do Norte) e (D) A coluna estratigráfica atravessada pelo poço de pesquiza. A resolução sísmica é, raramente, superior a 50/60 m, o que quer dizer, que todos os intervalos estratigráficos com uma espessura inferior a 50-60 metros não se podem reconhecer nas linhas sísmicas convencionais, e assim toda a representação (maneabilidade) é impossível. Na interpretação geológicas das linhas sísmicas, os geocientistas encarregados da interpretação têm sempre que entrar em linha de conta a resolução sísmica, não só vertical, mas também lateral. A primeira pode ser definida como a mais pequena distância vertical, entre duas interfaces, necessária para que uma reflexão sísmica simples possa ser observada. Esta distância é, evidentemente, função do comprimento de onda da energia sísmica. A resolução lateral é determinada pela zona de Fresnel, a qual, por sua vez, depende do comprimento de onda da pulsação sísmica e profundidade do reflector. A energia sísmica viaja através os intervalos estratigráficos e entra em contacto com uma interface de reflexão da mesma maneira que a luz de uma lâmpada de bolso viaja através da escuridão e ilumina uma certa área (em geral um círculo se a luz da lâmpada é perpendicular à superfície). A energia viaja através de frentes de onda e a região no reflector, onde a energia é reflectida é chamada zona de Fresnel. Numa linha sísmica não migrada, a resolução lateral depende d : (i) Banda sísmica ; (ii) Velocidade de intervalo e (iii) Tempo de viajem até ao reflector.

(*) Hertz (Hz) é a unidade de medida derivada do Sistema Internacional para a frequência, a qual expressa, em termos de ciclos por segundo, a frequência de um evento periódico, oscilações  (vibrações) ou rotações por segundo (s⁻¹ ou 1/s).

Mar........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Sea

Mer / Mar / Meer / 海 / Море / Mare /

Extensão de água salgada com profundidade inferior a 200 metros (intra ou pericontinental). Alguns geocientistas chamam "lagos salgados" aos mares intracontinentais, enquanto que outros classificam os mares em : (i) Intracontinentais (interiores) e (ii) Extracontinentais ou epicontinentais, subdividindo estes últimos em: a) Costeiros ou pericontinentais e b) Continentais. Note que o oceano é o conjunto de massas de água salgada com profundidades superiores a 200 metros.

Ver : « Fisiográfica (província) »
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
« Acomodação »

Em todo o mundo existem cerca de 14250 x 10¹² toneladas de água. A totalidade do gelo existente na Terra corresponde a 16700 10⁹ toneladas de água. Anualmente, escorrem da terra para o mar cerca de 40 x 10¹⁵ litros de água (40x 10⁹ toneladas). O volume de água na totalidade dos oceanos, é superior a 1370 106 km³. O volume de água doce em todo o mundo é, aproximadamente, 35 x 10⁶ km³. Se a matéria que constitui a Terra estivesse uniformemente distribuída em camada concêntricas e se o mundo, fosse redondo e liso como uma bola de bilhar, a água dos oceanos cobriria toda a superfície terrestre e o mar global ficaria com uma profundidade de 3 km. Quando o mar está muito agitado, ele pode afectar a costa com uma força equivalente a 30 toneladas por metro quadrado. A água do mar é composta por 3,5% de substancias dissolvidas e 96,5% de água pura. Cada litro de água contém cerca de 35 gramas de sal. Em todos os mares da Terra existem cerca de 50 x 10¹⁵ toneladas de sal (dissolvidos na água e no fundo do mar). Em cada 19000 litros de água do mar, existe oxigénio suficiente para que 150 possam respirar durante 1 minuto. As cordilheiras montanhosas espalhadas pelo fundo dos oceanos de todo o mundo, medem mais de 60000 km. Dos vulcões existentes nessas cordilheiras está, continuamente, a sair matéria ígnea, que produz anualmente cerca de 17 km³ de nova crusta oceânica no fundo dos mares. A quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra. Quando o volume das bacias oceânicas aumenta ou diminui (função do volume das cordilheiras montanhosas oceânicas, isto é, das dorsais oceânicas) o nível do mar médio diminui ou aumenta. Maior é o volume das cordilheiras oceânicas, mais alto será o nível do mar. O nível do mar não é liso, mas ondulado, devido às anomalias da gravidade.

Mar Epicontinental............................................................................................................................Epeiric Sea, Epicontinental Sea

Mer épicontinentale / Mar epicontinental / Epicontinental Meer / 陆表海 / Воды открытого моря над континентальным шельфом / Epicontinental mare /

Mar localizado na plataforma continental ou dentro de um continente.

Ver: « Mar de Tétis »
&
« Mar Reico ou Mar de Reia »
&
« Mar de Japeto »

Um mar epicontinental (também chamado mar epeirico ou epírico) é uma grande massa de água, relativamente, pouco profundo, que se estende para o interior do continente, como o Golfo Pérsico ou, que sobrepõem um grande área do continente (Mar Cáspio), como ilustrado nesta figura. Na Europa, actualmente, existem vários mares epicontinentais: (i) Mar Negro ; (ii) Mar Cáspio ; (iii) Mar Báltico, etc., que, na realidade, são vestígios de mares mais antigos, que se fecharam devido aos movimentos das placas litosféricas. Os mares epicontinentais estão, muitas vezes, associados com as transgressões marinhas do Cenozóico (deslocamento da linha da costa e depósitos costeiros para o continente). Muitos destes mares formaram-se depois da última Idade do Gelo, quando o nível do mar subiu (devido a fusão do gelo) mais rapidamente do que o salto ou levantamento isostático dos continentes (Mar do Norte, Baía de Hudson, etc.). O mesmo sucedeu durante a subida eustática, que ocorreu durante o Cretácico. Devido à subida do nível do mar, principalmente, durante o Cretácico Tardio, o mar inundou os continentes criando vários mares epicontinentais, pouco profundos, na América do Norte, América do Sul, Europa, Russia, África e Austrália, à medida que superfície dos continentes diminuíram, uma vez que as suas margens foram inundadas. No máximo da transgressão Cretácica, o onshore dos continentes correspondiam a cerca de 18% da superfície da Terra, o que é, relativamente, pouco quando comparado com a situação actual que é de cerca de 28%. Durante esse período, as águas do Árctico estavam conectadas com o Mar de Tétis via a parte central da América e da Rússia. Em várias ocasiões, os animais marinhos que viviam no Atlântico Sul migraram para o Mar de Tétis através das regiões que hoje correspondem à Nigéria, Níger, Chade e Líbia. Isto quer dizer, que durante uma parte do Cretácico, o Oeste da Europa, Este da Austrália, América do Sul, Índia, Madagascar, Bornéu, etc., que agora são áreas continentais, estavam cobertas por água do mar. A estratigrafia sequencial sugere, nesta época, entre 5 e 15 subidas relativas do nível do mar importantes (transgressões ou ingressões, como dizem certos autores), induziram a formação de vários e importantes mares epicontinentais.

Mar de Gelo.....................................................................................................................................................................................................................................................Ice Sea

Mer de glace / Banquisa, Hielo marino / Meereis / 海冰 / Морской лёд / Banchisa, Ghiaccio marino, Banchiglia /

Água do mar congelada que flutua na superfície do mar, uma vez o gelo é menos denso do que a água. Os mares de gelo cobrem cerca de 7% da superfície da Terra e cerca de 12% dos oceanos.

Ver: " Inlandsis"

Mar de Japeto (Mar de Iapetus).......................................................................................................................................................................Iapetus Sea

Mer de Iapetus / Mar de Iapetus / Iapetus (Ozean) / 土卫八海 / Море Япета / Oceano Giapeto /

Oceano que existiu entre a Europa e América do Norte, entre 570 e 420 milhões de anos atrás. Há cerca de 600 milhões de anos, a Europa e América do Norte, que estavam, mais ou menos, juntas, começaram-se a separar à medida que o magma da crusta inferior subia à superfície para preencher o espaço criado pela separação dos continentes. Há cerca de 460 My (milhões de anos), a América do Norte e Europa entraram em colisão formando os Apalaches ao mesmo tempo que o mar de Japeto se fechou. Na mitologia grega, Japeto é o nome de um titã filho de Urano e de Gaia (Deusa da Terra).

Ver : « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar de Tétis »

O Mar de Japeto é considerado, por muitos geocientistas, como um precursor do Oceano Atlântico. E é por isso que o seu nome foi tirado do Titã Japeto (Iapetus), que na mitologia grega, era filho de Urano (o céu estrelado) e de Gaia (a Terra) e pai de Atlas, que foi condenado por Zeus a sustentar o mundo para sempre, e do qual deriva o nome Oceano Atlântico, o oceano mais além das colunas de Hercules (estreito de Gibraltar). O mar de Japeto que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico, formou-se devido a separação do supercontinente Protolaurasia (*). Localizado no hemisfério Sul, este mar era limitada a Oeste pelo continente Laurência (Escócia, América do Norte e Gronelândia), a Este pelo o continente Báltica (Escandinávia e Europa Oriental), a Sul pelo microcontinente Avalónia (Reino Unido, Noroeste da Europa), mais outras pequenas terras situadas a Oeste da Avalónia (que hoje fazem parte da Nova Inglaterra, Nova Escócia e Acadia). O mar de Japeto engloba o mar Tornquist, localizado entre o microcontinente Avalónia e o continente Báltica, cujo restos formam, hoje, uma sutura que se estende pelo norte da Europa (Zona de Tornquist). Efectivamente, durante a maior parte do Ordovícico, as condições geológicas eram de nível alto do mar e o Mar ou Oceano de Japeto (Mar de Iapetus), entre o continente Báltica e continente Laurência, era bastante largo e inundava uma grande parte das áreas cratónicas. No Ordovícico Médio, o centro do continente Báltica estava ao Sul do equador. Durante a parte terminal do Ordovícico, o continente Báltica deslocou-se em direcção do equador, enquanto que a Inglaterra e a Irlanda do Sul estavam, praticamente, ligadas à margem norte do pequeno supercontinente Gondwana. Foi este deslocamento, que levou o continente Báltica para próximo da margem Este do continente Laurência, começando, assim, o Mar de Japeto a fechar-se pouco a pouco. Os arcos vulcânicos localizados no Mar de Japeto colidiram com a costa do continente Laurência causando o primeiro ciclo tectónico do Paleozóico, o qual terminou com a orogenia Tacónica (termo que vem das Montanhas Tacónicas que fazem parte dos Apalaches, a Este do rio Hudson) e o depósito de enormes pacotes de cones submarinos (fliche) e prismas clásticos. Durante o Silúrico, as montanhas da orogenia Tacónica foram, gradualmente, erodidas e microcontinente Avalónia (fragmentos deste microcontinente se encontram-se na área sudoeste da Grã-Bretanha e na costa Este da América do Norte), derivado do pequeno supercontinente Gondwana dirigiu-se para o Norte e colidiu com o continente Laurência. Foi no Silúrico / Devónico, que o Mar de Japeto se fechou completamente e que o continente Báltica se uniu com o continente Laurência, ao mesmo tempo que a Inglaterra se uniu com a Escócia e a parte sul da Irlanda do Norte, o que produziu a orogenia Acadiana / Caledónica. De facto, a orogenia Caledónica foi causada pela colisão entre o continente Báltica e a Gronelândia, que nessa altura estava ainda ligada com o Canadá. Actualmente, a maior parte das deformações causadas pela orogenia Caledónica são, perfeitamente, visíveis em quase toda a Europa Ocidental, desde a Escócia até Portugal. Os fósseis do Câmbrico e Ordovícico são diferentes de ambos os lado da linha de sutura que marca o fecho do Mar de Japeto, corroborando a presença deste oceano antes da orogenia Caledónica. Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que ele não corresponde a uma mudança de energia cinética (energia relacionada com o estado de movimento de um corpo) em energia de deformação como quando dois automóveis esbarram um contra o outro ou quando um automóvel esbarra contra um muro (a energia do impacto é quase totalmente absorvida pela plasticidade do casco do carro). Na Tectónica das Placas a energia cinética não desempenha num papel importante. As rochas deformam-se quando perdem resistência à deformação, o que acontece dentro de uma placa litosférica se, localmente, por razões diversas, a temperatura e a pressão aumentarem para além do limite de resistência à deformação.

(*) Antigo supercontinente, que fazia parte dos supercontinentes anteriores, Rodínia e Pannotia. Quando o supercontinente Pannotia se partiu, a parte sudeste formou o Protolaurasia, localizado perto do Pólo Sul e coberto por glaciares (como o Amazónia e a África Ocidental). No final do Proterozóico, houve uma rotação para o Oeste. O Protolaurasia começou a afastar-se Protogondwana e a deslocar-se para através o Panthalassa. Durante o Paleozóico, o Protolaurasia partiu-se o que originou os continentes Laurência, Báltica e Sibéria, formando dois outros oceanos entre os três continentes: (i) o Mar de Japeto entre o Laurência e o Báltica e (ii) o Oceano Khanty, entre o Báltica e Sibéria. Estes oceanos aumentaram de tamanho, devido ao alastramento oceânico que ocorreu durante o Câmbrico, mas alguns milhões de anos mais tarde, os três continentes voltaram a juntar-se para formar a Laurásia, devido à agregação do supercontinente Pangeia, o que provocou o fecho do Mar de Japeto e do Oceano Khanty.

Mar Profundo (cintura carbonatada)...............................................................................................................................................................Deep Sea

Mer profonde (ceinture carbonatée) / Mar profundo (ambiente faja carbonatada) / Tiefsee / 深海（带碳酸盐） / Большая глубина моря / Mare profondo /

Ambiente, relativamente, profundo localizado na parte externa de uma cintura carbonatada.

Ver: « Recife »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Produção Orgânica (carbonatos) »

Como ilustrado neste esquema proposto por W. Schlager (1991), numa cintura carbonatada, da parte interna em direcção ao mar, podem evidenciar-se várias fácies e ambientes de deposição: (i) Evaporitos em sabkhas salinas ; (ii) Plataforma de circulação restrita e planície de maré ; (iii) Laguna de plataforma com circulação aberta ; (iv) Zona de deflação das vagas ; (v) Recifes do bordo da plataforma ; (vi) Talude externo ; (vii) Bordo da plataforma profunda ; (viii) Plataforma de mar aberto e (ix) Bacia ou Mar Profundo. O contexto geológico de "Mar Profundo" ou "Bacia" é o que se encontra debaixo da acção das vagas e da zona eufótica ou fótica (onde ocorre a fotossíntese*). Uma parte deste fácies e ambiente alcança, através da termoclina (intervalo de um corpo de água no qual a temperatura muda muito mais, rapidamente, em profundidade do que nos intervalos supra e subjacente), o domínio águas oceânicas profundas. Os sedimentos mais característicos destas fácies são os argilitos pelágicos, as vasas carbonatadas siliciosas, as lamas hemipelágicas (mistura de material carbonatado biogenético e argilas terrígenas) e os turbiditos. Perto das plataformas, também se encontram misturas de materiais pelágicos e derivados da plataforma sob a forma de lamas e vasas de periplataforma (carbonatos de base de talude, de água pouco profunda, re-sedimentados entre carbonatos pelágicos). Os carbonatos re-sedimentados são carbonatos caracterizados por uma re-deposição dos sedimentos carbonatados, de água pouco profunda, em água profunda, quer por correntes de turbidez, que por deslizamentos. Este tipo de carbonatos é frequente nas periplataformas (ao redor de uma plataforma geológica). A biota (organismos de uma determinada região num determinado tempo) da fácies "Mar profundo" é constituída, predominantemente, por associações oceânicas de plâncton. Nos sedimentos da periplataforma (de água profunda, incluindo o talude e bacia), bentos, pouco profundos, podem constituir 75% da biota. Muitos dos sedimentos depositados neste ambiente derivam dos ambientes superiores e podem ser transportados por correntes de turbidez ou por escoamentos de detritos. A detecção e quantificação precisa dos diferentes minerais de carbonato é fundamental nas amostras de recifes de coral antes dos estudos geoquímicos e radiocronológicos, o que permite interpretar as alterações na composição mineralógica das formações geológicas feitas de material recife e sedimentos associados, tais como as lamas periplataforma. Há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, que são caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; este tipo de plataforma forma-se em águas calmas e a sua extensão varia entre 10 e 100 km ; (ii) Plataformas do tipo-Rampa, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda; neste tipo de plataforma os recifes são raros e a largura da rampa pode atingir 100 km ; (iii) Plataformas Epeiricas, que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; a largura de uma plataforma epeirica pode alcançar 10000 km ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as litologias são muito controladas pela orientação dos ventos dominantes ; têm recifes e corpos arenosos, como as plataforma aureoladas, na margem barlavento (margem voltada para o lado de onde sopra o vento), mas na margem sotavento (margem oposta à direcção de onde sopra o vento), os sedimentos são mais lamacentos; uma plataforma isolada pode atingir 100 km de largura ; (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica. Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias : (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

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

Mar Reico (Mar de Reia)........................................................................................................................................................................................................Rheic Sea

Mer de Réique / Mar de Réique / Rheic Meer / 大黄海 / Реический океан / Mare Rheic /

Mar formado no Câmbrico Tardio / Ordovícico Inicial por alargamento e ruptura de "terrenos" ou microcontinentes da margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, como, por exemplo, da Avalónia, Carolina, etc. Este mar fechou-se completamente no Carbonífero como resultado das colisões continente / continente, que formaram ao supercontinente Pangeia. A expansão do Mar Reico fez-se à medida que o Mar de Japeto (“Iapetus” des geocientistas de língua inglesa) se fechava, devido à colisão entre os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia (episódio rotativo da formação da Pangeia). O termo Reico vem do grego Rhea (filha do Urano e da Gaia, mulher de Júpiter e irmã dos Titãs). Pode dizer-se, que no Paleozóico, o Mar Reico tinha um irmão mais velho, que era o Mar Iapetus ou mar de Japeto.

Ver : « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar de Japeto »

Assim como o oceano localizado entre o pequeno supercontinente Gondwana e o continente Laurência, no Câmbrico Inicial, foi chamado Japeto que, na mitologia grega era o pai de Atlas, uma vez que o Mar de Japeto é considerado como antecessor do Oceano Atlântico, o oceano entre o pequeno supercontinente Gondwana e o continente Laurussia (conjunto dos continentes Laurência e Báltica e do microcontinente Avalónia*), no Câmbrico Tardio/Ordovícico Inicial, foi chamado Mar Reico ou Mar de Reia, uma vez que ma mitologia grega, Reia era a irmã de Japeto. O levantamento das montanhas criado pela orogenia Caledónica pôs a maior parte da Inglaterra acima do nível do mar e criou um aporte terrígeno importante. A Inglaterra (Laurência) estava situada no sul de uma cintura desértica na qual os sedimentos áridos eram predominantes. Quando a orogenia Caledónica terminou, a parte sul da Inglaterra foi outra vez afectada por um regime tectónico compressivo (encurtamento) que fechou o mar de Reia, o qual existia entre o Sul da Europa (pequeno supercontinente Laurasia) e o Norte da África (pequeno supercontinente Gondwana). O fecho deste mar, que corresponde a colisão da África e América do Sul com a América do Norte e Europa, foi um dos estágios finais da formação do supercontinente Pangeia. À cerca de 400 Ma, o Mar Reia desempenhou um papel muito importante na história da Terra, uma vez que à medida que ele se fechava, as montanhas dos Apalaches e a cintura Varísca (montanhas entre o Sul da Europa e o Norte de África, desde a Irlanda até à Republica Checa e de Marrocos até ao Mar Negro) levantaram-se, à medida que os continentes, resultantes da ruptura do supercontinente Protopangeia (ou Rodínia), se aproximavam cada vez mais para no final se aglutinarem e formarem o supercontinente Pangeia. A formação do supercontinente Pangeia foi acompanha de uma grande descida eustática, ou seja, uma descida do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, visto que o volume das bacias oceânicas diminuiu, uma vez que muitas dorsais oceânicas desaparecem ao longo das zonas de subducção de tipo B (assumindo que o volume total da água, sob todas as suas formas, é constante desde há 4,5 Ga, isto é, desde a formação da Terra). Os geocientistas resumem a evolução do Mar Reico, mais ou menos, da seguinte maneira: (i) Ruptura do pequeno supercontinente Gondwana, que obrigou a Avalónia (microcontinente Paleozóico formado a partir de uma arco vulcânico na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana) a comprimir, à sua frente, o Mar de Japeto (mar que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico e que se formou devido a separação do Protolaurasia (**)), no início do Ordovícico Médio, abrindo atrás o Mar Reico ; (ii) Durante uma grande parte do Ordovícico Tardio, o alastramento oceânico do Mar Reico fez-se à mesma velocidade que o alastramento actual do Este do Pacífico, isto é, mais ou menos, 17 cm / ano ; (iii) No fim do Ordovícico, quando o continente Báltica e continente Laurência colidiram, para formar o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia), o Mar de Reia já tinha aumentado muito, devido ao alastramento oceânico, substituindo o Mar de Japeto, que nessa altura não era outra coisa que um simples canal estreito entre o microcontinente Avalónia e o continente Laurência ; (iv) O Mar Reico começou a se fechar no Devónico, quando o pequeno supercontinente Gondwana derivou para o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia) ; (v) No final do Devónico, o Mar Reico tornou-se um oceano estreito entre os pequenos supercontinentes Gondwana e Euroamerica ; (vi) No Carbonífero Inicial, a parte oriental do Mar Reico já se tinha fechado devido à colisão do Este da América do Norte com a África ; (vii) Mais tarde, a América do Sul chocou com o Sul da América do Norte, fechando completamente o oceano, criando as orogenia dos Apalaches e Varísca.

(*) O microcontinente Avalónia desenvolveu-se a partir de um arco vulcânico na na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, onde parece ter ocorrido um rifte que pôs um microcontinente à deriva. Atrás dele formou-se o Mar Reico, comprimindo Mar de Japeto à sua frente. Colidiu com o continente Báltica, depois com o continente Laurência e finalmente com o pequeno supercontinente Gondwana, terminando dentro do supercontinente Pangeia.

(**) O Protolaurasia (o que quer dizer antes da Laurasia) é um antigo supercontinente, que fazia parte dos supercontinente anteriores (Rodínia e Pannotia). Quando Pannotia se partiu a parte sudeste formou o pequeno supercontinente Protolaurasia, localizado perto do Pólo Sul e coberto por gelo. No final do Proterozóico, houve uma rotação para o Oeste e pequeno supercontinente Protolaurasia começou a afastar-se Protogondwana deslocando-se através do Panthalassa. Durante o Paleozóico, o Protolaurasia partiu-se o que originou os continentes Laurência, Báltica e Sibéria, formando dois outros oceanos entre os três continentes: (i) o Mar de Japeto entre o Laurência e o Báltica ; (ii) o Oceano Khanty, entre o Báltica e Sibéria.

Mar de Tétis......................................................................................................................................................................................................................................Tethys Sea

Mer de Téthis / Mar de Tétis / Tethys (Ozean) / 特提斯洋 / Тетис (океан) / Tetide, Oceano Tetide /

Mar, entre o NE do Gondwana e SE da Laurasia, que substituiu o oceano Paleotétis (antigo Mar de Tétis de Suess, isto é, o oceano do Paleozóico, entre o Gondwana, Europa Central, Ibéria, China e Ásia Central). O Mar de Tétis começou a formar-se no sul da Paleotétis desde que a placa Cimmeriana se individualizou (Pérmico / Triásico). A expansão do Mar de Tétis obrigou a placa Cimmeriana a entrar em colisão com a Laurasia, para, finalmente, o Mar Tétis substituir completamente o Paleotétis. Na mitologia grega, Tétis é a mãe de Aquiles e uma das filhas de Neree e Doris (irmã de rei de Scyros, Nicomède).

Ver:« Supercontinente »
&
« Mar Reico »
&
« Mar de Japeto »

Em 1893, utilizando os fósseis encontrados nos Alpes e em África, E. Suess avançou uma hipótese, na qual ele admitiu que tinha existido um mar, relativamente, pouco profundo, na parte Este do supercontinente Pangeia, entre o pequeno supercontinente Laurasia (Euroamerica) e o pequeno supercontinente Gondwana, que, nessa altura, ainda estavam ligados. Suess chamou esse mar, Mar de Tétis (que hoje se chama Paleotétis). Mais tarde, a teoria da Tectónica das Placas contestou e, em certos casos, refutou muitas das conjecturas da teoria de Suess, sugerindo mesmo a existência de uma grande massa água mais antiga, que muitos geocientistas continuam a confundir com o Mar de Tétis de Suess, uma vez que ele também é chamado Mar de Tétis*. O mar proposto por Suess corresponde, praticamente, ao oceano que hoje se chama Paleotétis. Na realidade, durante o Câmbrico, o grande oceano era o Pantalassa, que cobria a maior parte do hemisfério Sul e que rodeava o supercontinente Pangeia que existiu no final do Paleozóico. O Panthalassa era dividido em duas bacias oceânicas principais: (i) Bacia do Pacífico que corresponde, mais ou menos, ao actual Oceano Pacífico e (ii) Bacia do Paleotétis que tinha uma forma uma cunha cinzelada no sudeste do supercontinente Pangeia. O movimento do continente Africano levou quase ao encerramento total do Mar de Tétis, do qual o Mediterrâneo, entre outros corpos de água, constitui um dos últimos vestígios. A ruptura da Pangéia criou, necessariamente, outras bacias oceânicas (incluindo o Oceano Atlântico e o Oceano Árctico), o que alterou, de maneira significativa a circulação oceânica e, subsequentemente, as condições climáticas globais (https://fr.wikipedia. org/wiki/Panthalassa). No hemisfério Norte, o Prototétis, o mar de Japeto (que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico e que se formou-se devido a separação do Protolaurasia** ) e o mar de Khanty (oceano entre o continente Báltica e o continente Sibéria, a norte do Pantalassa e NE do Prototétis) continuavam a expandir-se até ao fim do período. Todavia, como a ideia de Suess, no seu conjunto foi revolucionária, ele é, geralmente, creditado pela descoberta de ambos os corpos de água, o que não é verdade. Actualmente, a grande maioria dos geocientistas pensa que há cerca de 250 Ma, durante o Pérmico Tardio, um novo oceano começou a formar-se na parte sul do Oceano Paleotétis. Uma dorsal média oceânica formou-se ao longo da plataforma continental sul do supercontinente Pangeia (NE do pequeno supercontinente Gondwana) individualizando uma nova placa litosférica que foi denominada Cimméria (em homenagem ao povo antigo que viveu no norte do Cáucaso no século VIII e VII antes de Cristo, geralmente, associado com a antiga Cimméria ou Crimeia). Esta pequena placa litosférica deslocou-se para o Norte, durante cerca 60 My, à medida que a expansão oceânica (alastramento oceânico), induzido pela nova dorsal médio oceânica, obrigava o fundo do Oceano Paleotétis (Norte da Cimméria), a entrar em subducção debaixo da parte Este e Norte do supercontinente Pangeia (Laurasia). Tudo isto, não só provocou a colisão da Cimméria com o pequeno supercontinente Laurasia (orogenia Cimmeriana), mas, também, provocou a abertura total do Mar de Tétis e o fecho do Oceano Paleotétis, o qual, praticamente, foi substituído pelo Mar de Tétis. Actualmente, a Índia, o Paquistão, a Indonésia e o Oceano Índico encontram-se na área que era antes ocupada pelo Mar de Tétis. Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que ele não corresponde à uma mudança de energia cinética (a energia que está relacionada com o estado de movimento de um corpo) em energia de deformação, como quando dois automóveis esbarram um contra o outro ou quando um automóvel esbarra contra um muro, onde a energia do impacto é quase, totalmente, absorvida pela plasticidade do casco). Na Tectónica das Placas a energia cinética não desempenha num papel. Ao longo de uma placa litosférica os esforços efectivos são, praticamente, os mesmos. As rochas deformam-se quando perdem resistência à deformação, o que acontece dentro de uma placa litosférica se, localmente, por razões diversas, a temperatura e a pressão aumentarem para além do limite de resistência.

(*) Na mitologia grega, Tétis era uma titânide, que personificava a fecundidade da água, que alimenta os corpos e forma a seiva da vegetação, filha de Urano (o céu estrelado) e de Gaia (a Terra). Da união de Tétis com o seu irmão Oceano nasceram as três mil oceânides, que tiveram três mil rios como filhos.

(**) Pequeno supercontinente, que se formou na parte SE da Pannotia, perto do pólo Sul, quando este supercontinente se fracturou.

Mar do Valais..................................................................................................................................................................................................................................Valais Sea

Mer du Valais / Mar do Valais / Sea Wallis / 海瓦莱 / Море Вале / Mare di Vallese /

Mar ou lago estreito que se formou quando o microcontinente Ibéria se separou-se da Europa, a quando da primeira fase de fracturação da Pangeia (formação do Mar de Tétis e do oceano Atlântico central, entre a Europa, ainda associada a América, e a África).

Ver: «Microcontinente»

Marca de Bioturbação........................................................................................................................................................Bioturbation Trace

Empreinte de bioturbation / Marca de bioturbación / Fußabdruck von Bioturbation / 足迹扰动 / Биотурбационное затопление / Tracia bioturbata, Impronta di bioturbazione /

Traço fóssil de bioturbação preservado em sedimentos mal consolidados ou no substratos endurecido resultante da actividade de ser vivos. As marcas de bioturbação, conhecidas pelo nome de icnofósseis, englobam traços e pistas de superfície, tocas subterrâneas e perfurações, assim como material fecal e marcas produzidas pela morte de animais.

Ver: « Paleontologia »
&
« Icnofóssil »
&
« Bioturbação »

As primeiras marcas de bioturbação* fósseis são simples trilhas e datam de, mais ou menos, 570 Ma. Antes do Câmbrico esses traços são raros e muito pequenos (± 1 mm de largura) e foram, provavelmente, formadas por vermes. Contudo com o tempo, traços fósseis aumentaram, progressivamente, em complexidade. Qualquer animal, que vive dentro ou sobre os sedimentos, cava tocas e desloca-se através da superfície perturbando e deformando os sedimentos. Qualquer tipo de perturbação dos sedimentos é chamado bioturbação. Contudo, este mesmo termo é utilizado de forma mais restritiva para designar a ruptura de camadas sedimentares por organismos escavadores. As rochas sedimentares do Arcaíco e Proterozóico são caracterizadas por uma ausência de texturas induzidas por bioturvação. Os traços fósseis e a bioturvação começam a aparecer nas rochas sedimentares, desde do fim da última grande glaciação do Proterozóico (idade do gelo de Varanger Marinoan, entre cerca de 600 e 590 Ma). Os traços fósseis ou icnofósseis, sublinham a evidência de uma bioturbação produzida em sedimentos macios e substratos duros, como resultado das actividades da vida dos organismos. Eles incluem traços e pistas de superfície, tocas e pequenos poços subterrâneas, assim como material fecal e marcas produzidas pela morte dos animais. Os factores que controlam a distribuição de diferentes tipos de traços fósseis são ambientais, e não temporais, assim a maioria dos icnofósseis tem uma grande distribuição estratigráfica. Nesta figura estão ilustrados Palaeophycus/Thalassinoides, que são tocas achatadas e cilíndricas com um diâmetro que varia entre 5-25 mm e que, em geral, são rectilíneas ou ramificadas em forma de Y. Estas marcas de bioturvação, que podem formar emaranhados muito complexos, e são, geralmente, interpretados como vestígios de habitação ou rastreamento de crustáceos.

(*) Processo de construção de estruturas sedimentares de origem biológica (como buracos de caranguejos ou de minhocas, acumulações arenículas, marcas de patas, etc.) características de ambientes específicos, perturbando a estrutura sedimentar ou pedogénica a que se sobrepõem (http://www.aprh.pt/rgci/glossario/bioturbacao.html).

Marca de Drenagem (marca de marulho).............................................................................................................................Swash Mark

Trace d'ondulation (drainage) / Traza de ondulación / Wasser Linie / 十字标志 / Верхняя отметка прибоя / Traccia di ondulazione /

Estrutura sedimentar produzida pelo vento ou pela água (correntes e ondas) que se move através dos depósitos de areia ou das vasas. As marcas de ondulação ou de drenagem formadas pela acção da água podem ser de dois tipos: (i) Marcas de ondulação pelas correntes, as quais são assimétricas, com o lado mais inclinado orientado no sentido da corrente e (ii) Marcadas de ondulação produzidas pelas ondas, as quais são simétricas, quase com um perfil sinusóide e que indicam um ambiente sedimentar dominado por ondas de oscilação.

Ver: « Corrente de Afluxo »
&
« Corrente de Refluxo »
&
« Marca de Ondulação »

O termo ondulação refere-se ao espraiamento (ondas de translação*), isto é, a subida de água sobre o litoral, na sequência da quebra das ondas. Uma barra de espraiamento ou de ressaca é uma acumulação arenosa formada na plataforma de espraiamento de um delta de jusante que migra através desta sobre a acção das vagas. Como ilustrado nesta figura, uma fina, ondulada ou arqueada linha ou pequena crista de areia, algas ou outros detritos numa praia é considerada como marcas de ondulação, a qual sublinha o avanço máximo de irrupção de onda de afluxo. As marcas de ondulação de afluxo ou de enchente são constituídas por alinhamentos de materiais transportados pela corrente de afluxo na preiamar e, por ela abandonados durante o refluxo, indicando o limite superior atingido pela corrente de afluxo. As marcas de ondulação de refluxo são em forma de sulcos ou apenas traços de areia mais escura (devido à concentração grãos de minerais pesados), com disposição divergente a partir de um obstáculo (calhau, concha etc.) que provoca a bifurcação do escoamento durante o refluxo (Moreira, 1984). As marcas de ondulação, inteiramente, compostas de areia, mais ou menos, grossa são, normalmente, encontradas nas praias de areia grossa ou de cascalho. Essas marcas de ondulação têm, em geral, entre 10 e 30 centímetros de largura e alguns milímetros ou centímetros de altura. Certas observações, feitas, principalmente, nas praias de areia fina, mostram que as marcas de ondulação têm, raramente, mais de alguns milímetros de altura e são, normalmente,e compostas de material que flutua, facilmente, na água por tensão superficial (como, por exemplo, flocos de mica e fragmentos de conchas). As marcas de ondulação compostas por areia grossa têm uma espessura cada vez mais pequena em direcção do mar. Da mesma maneira, a sua granulometria diminui em direcção do mar. Aparentemente, o limite da corrente de afluxo é marcado por uma concentração de grãos nos quais a granulometria e a velocidade dos grãos diminui em profundidade. Os maiores grãos são transportados a maiores velocidades do que os grãos mais pequenos. No máximo de avanço de uma corrente de afluxo, uma marca de ondulação é depositada, a qual mostra uma diminuição da espessura em direcção do mar, assim como uma diminuição da granulometria em profundidade.

(*) Desde que as ondas já arrebentam, a água anteriormente na crista escorre pela face frontal e continua a atravessar a zona de arrebentação. Nas ondas quebradas a água se desloca realmente, o que não é o caso nas ondas de oscilação, nas quais o movimento da água é circular (para a frente e para cima quando uma crista passa, e para baixo e trás na passagem de uma cava).

Marca de Ondulação (de corrente)...............................................................................................................Current Ripple Mark

Ride de courant / Marca de ondulación de corriente / Stromwelligkeit Marke / 纹波电流标志 / Рябь, созданная течением воды / Increspature di fondo (corrente)  /

Marca de ondulação assimétrica, formadas pelo vento, ou pela água, com a face mais inclinada orientada na direcção predominante do escoamento da corrente.

Ver: « Sedimentação »
&
« Marca de Drenagem »
&
« Marca de Oscilação »

As marcas de corrente são superfícies onduladas formadas por uma alternância de pequenas cristas e depressões criadas na interface entre um fluído e um material sedimentar inconsistente. Elas podem ser produzidas pela acção do vento, acção de correntes subaquáticas ou agitação das ondas. Elas podem orientar-se perpendicular ou obliquamente à direcção do fluxo do fluído. Elas distinguem-se, facilmente, das marcas simétricas induzidas pelas ondas. Embora, em certos caso, as vagas possam induzir marcas de ondulação assimétricas. As marcas de ondulação são induzidas por correntes e as marcas assimétricas induzidas pelas ondas são, em ambos os casos, formadas na base de uma massa de água, pouco profunda, e elas são, muitas vezes, preservadas em certas rochas sedimentares. Como elas podem dar informações muito importantes sobre as condições de depósito, é importante conhecer as características pelas quais elas e distinguem umas das outras. As principais diferenças podem resumir-se assim: (i) Ao longo do eixo longitudinal, os eixos das marcas de ondulação formadas pelas ondas de oscilação são rectilíneos ou, quando curvos, as curvas são longas e uniformes e os eixos, mais ou menos, paralelos; nas marcas de ondulação formadas pelas correntes os eixos longitudinais não são paralelos e cada marca é curva e irregular; (ii) Nos ângulos do topo e da base, as marcas de ondulação assimétricas, induzidas pelas ondas, são arredondadas no topo e na base, enquanto que as induzidas pelas correntes são, frequentemente, angulares se a corrente tiver uma velocidade suficiente para provocar um escoamento constante dos grãos de areia ; (iii) Há pouca diferença na altura das cristas ao longo das marcas de ondulação, induzidas pelas ondas, mas nas marcas induzidas pelas correntes a altura é irregular ; (iv) No que diz respeito à forma, as ondas induzem cristas em sedimentos planos, onde, praticamente, não existem cavas, enquanto que as correntes varrem as superfícies dos sedimentos e, assim, as cavas e cristas têm um desenvolvimento semelhante. Estas ondas são de oscilação* (movimento orbital da água) e não de translação (quando a água se desloca para o continente).

(*) Antes da arrebentação, o movimento da água é circular (para a frente e para cima quando uma crista passa, e para baixo e trás na passagem de uma cava) e as ondas são de oscilação. Desde que as ondas já arrebentam, a água anteriormente na crista escorre pela face frontal e continua a atravessar a zona de arrebentação formando ondas de translação.

Marca de Oscilação....................................................................................................................................................Oscillation-Ripple Mark

Ride d'oscillation / Marca de ondulación (de oscilación) / Oszillierende Wellen / 振动涟漪 / Осцилляторная рябь / Increspature di fondo simmetriche, Increspature oscillatorio /

Marca de ondulação simétrica, com um perfil quase sigmóide, o qual sugere, fortemente, um ambiente marinho com poucas correntes onde o movimento da água é dominado por ondas de oscilação (movimento orbital da água).

Ver : « Maré Cheia »
&
« Praia Intramareal »
&
« Praia Baixa »

Como o seu nome indica, as marcas de ondulação por oscilação são formadas por um movimento da água provocado por ondas de oscilação num substrato arenoso sob uma lâmina de água inferior ao limite de acção das vagas. As ondas de oscilação são compostas por partículas de água, cada uma das quais oscila à volta de um ponto, com pouca, se alguma, mudança permanente de posição. As partículas de água têm um movimento orbital. Em geral, estas marcas são simétricas, com as cristas, relativamente, rectilíneas entre largas e arredondadas cavas. Um escoamento oscilatório associado às ondas do mar, produz marcas de ondulação com lâminas inclinando em sentido contrário (partir da crista). Para compreender como se formam as marcas por oscilação lembre-se do movimento de um objecto que flutua nas ondas do mar. À medida que a onda (energia) avança, o objecto é levantado para a crista da onda e depois volta para a cava (a forma da onda avança, mas as partículas da água movem-se em orbita, voltando à sua posição original). À medida que um onda se aproxima da linha da costa, ela torna-se assimétrica e quebra-se (a água deixa de deslocar em órbita para se escoar para a praia). Como as ondas do mar têm vários graus de assimetria, em água pouco profunda, elas podem originar marcas assimétricas como as marcas de ondulação induzidas por uma corrente com uma única direcção. As suas cristas são menos rectilíneas, menos agudas e menos altas. Igualmente, o escoamento do ar sobre a areia produz marcas que, superficialmente, são como as marcas induzidas pela água, mas têm uma relação entre a altura e comprimento de onda menor. O bloco ilustrado nesta figura vem da formação Moenkopi (Arizona) de idade Triásica. As marcas de ondulação são simétricas e indicam simplesmente que elas foram criadas por uma corrente (neste caso particular, uma corrente oscilatória para trás e para a frente, isto é, do topo do bloco para a base). As marcas de ondulação simétricas indicam uma das duas direcções de corrente possíveis e estão associadas com uma lâmina de água mais importante e águas mais calmas.

Marca de Sedimentação...................................................................................................................................................................................Sole Mark

Marque d'érosion basale / Marca de sedimentación / Marke Erosion basalen / 品牌侵蚀基底 / След базальной эрозии / Marca d’erosione basale /

Figura num plano de estratificação, que, em geral, corresponde a um molde de depressão na superfície inferior da camada sobrejacente. As marcas de sedimentação resultam, normalmente, do preenchi-mento das impressões feitas na superfície da lama, quer pela acção erosiva de uma corrente quer pelos impactos dos objectos carregados pela corrente. Os sedimentos depositados, posteriormente, enchem as depressões e, assim, elas são preservados, em relevo, na base da camada sobrejacente.

Ver: « Estrato »
&
« Transporte por Saltação »
&
« Ravinamento »

Esta fotografia ilustra marcas de sedimentação visíveis num grande bloco, que não está na sua posição original. Este tipo de marcas de sedimentação (em relevo) não se pode encontrar na superfície superior de uma camada de areia ou argilito, mas sim na superfície inferior. Estas marcas de sedimentação, que se encontram, muitas vezes, na superfície inferior de uma camada de areia granodecrescente para cima (provavelmente de cones submarinos da bacia), sublinham a erosão que o plano de estratificação da camada pelágica subjacente sofreu a quando da passagem da corrente de turbidez (tractiva e turbulenta) responsável do depósito da camada de areia. Assim, não só estas marcas podem ser utilizadas para indicar a posição original de uma camada, o que é muito útil nas regiões em que os sedimentos foram muito encurtados por um ou vários regimes tectónicos compressivos, mas também para indicar a direcção, provável, das paleocorrentes. Note que num sistema de deposição turbidítica, existe um grande hiato entre a camada turbidítica propriamente dita, a qual, em termos geológicos, se deposita instantaneamente (minutos, raramente horas) e a camada pelágica sobrejacente, cujo tempo de deposição pode ser de várias dezenas ou milhares de anos. A primeira está associada a uma corrente de turbidez que, provavelmente, se formou em associação com uma descida relativa do nível do mar, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo continental (que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia), quer isto dizer, que criou condições geológicas de nível baixo do mar (modelo de Vail). Para Mutti, certas correntes de turbidez podem formar-se em condições geológicas de nível alto do mar, em associação com instabilidades do rebordo continental ou com as cheias dos rios. A camada pelágica, entre as camadas turbidíticas resulta da lenta deposição de sedimentos marinhos (longe da costa).

Maré................................................................................................................................................................................................................................................................................................Tide

Marée / Marea / Gezeit, Flut, Tide / 潮 / Морской прилив и отлив / Marea /

Onda de oscilação com fraca amplitude e grande comprimento de onda que se forma no alto mar, devido à atracção da Lua e do Sol sobre a superfície do mar.

Ver: « Conjunção (astronomia) »
&
« Lua »
&
« Ondulação (do mar) »

Num campo gravitacional terrestre ideal, ou seja, sem interferências, as águas à superfície da Terra sofreriam uma aceleração idêntica na direcção do centro de massa terrestre, encontrando-se assim numa situação isopotencial. Mas devido à existência de corpos com campos gravitacionais significativos a interferirem com o da Terra (Lua e Sol), estes provocam acelerações que actuam na massa terrestre com intensidades diferentes. Como os campos gravitacionais actuam com uma intensidade inversamente proporcional ao quadrado da distância, as acelerações sentidas nos diversos pontos da Terra não são as mesmas. A aceleração provocada pela Lua têm intensidades, significativamente, diferentes entre os pontos mais próximos e mais afastados da Lua. Desta forma as massas oceânicas que estão mais próximas da Lua sofrem uma aceleração de intensidade, significativamente, superior às massas oceânicas mais afastadas da Lua. É este diferencial que provoca as alterações da altura das massas de água à superfície da Terra. Quando a maré está em seu ápice chama-se maré alta, maré cheia ou preiamar. Quando a maré está no seu menor nível chama-se maré baixa ou baixamar. Em média, as marés oscilam em um período de 12 horas e 24 minutos. Doze horas devido à rotação da Terra e 24 minutos devido à órbita lunar. A altura das marés alta e baixa (relativa ao nível do mar médio) também varia. Na lua nova e cheia, as forças gravitacionais do Sol estão na mesma direcção das da Lua, produzindo marés mais altas, chamadas marés de sizígia. Na lua minguante e crescente as forças gravitacionais do Sol estão em direcções diferentes das da Lua, anulando parte delas, produzindo marés mais baixas chamadas marés de quadratura. Preiamar ou maré alta é nível máximo de uma maré cheia. Baixamar ou maré baixa é nível mínimo de uma maré vazante. Estofo ou reponto de maré, que ocorre entre marés ,é curto período em que não ocorre qualquer alteração na altura de nível. Maré enchente é o período entre uma baixamar e uma preiamar sucessivas, quando a altura da maré aumenta. Vazante é período entre uma preiamar e uma baixamar sucessivas, quando a altura da maré diminui. Altura da maré é altura do nível da água, num dado momento, em relação ao plano do zero hidrográfico.

Maré Cheia (preiamar, maré alta)..........................................................................................................................................................................High-Tide

Mareé haute / Marea alta / Hochwasser / 高-潮 / Верхняя точка прилива / Marea alta /

A parte do ciclo de maré durante a qual o nível do mar sobe. Sinónimo de Preiamar ou Maré Ascendente.

Ver: « Maré »
&
« Praia Intramareal (entre marés) »
&
« Praia Alta »

A maré tem como causa a atracção gravitacional do Sol e da Lua. A influência da Lua é bastante superior, pois embora a sua massa seja muito menor que a do Sol, esse facto é compensado pela menor distância à Terra. Matematicamente, a maré é uma soma de sinusóides (ondas constituintes) cuja periodicidade é conhecida e depende, exclusivamente, de factores astronómicos. Podemos dizer que a maré sobe quando das passagens meridianas superior e inferior da Lua. Isto é, temos preiamar quando a Lua passa por cima de nós e quando a Lua passa por baixo de nós, ou seja, por cima dos nossos antípodas. As preiamares sucedem-se assim, regularmente, com um intervalo médio de meiodia lunar (aprox. 12h 25m) o que corresponde, matematicamente, à constituinte lunar semidiurna (M2) ; tal facto é expresso pelo povo que refere que “a maré, no dia seguinte, é uma hora mais tarde” (na realidade ± 50 minutos mais tarde). O intervalo de tempo entre uma preiamar e a baixamar seguinte é, em média, 6 h 13 m. O mar não reage instantaneamente à passagem da Lua, havendo, para cada local, um atraso maior ou menor das preiamares e baixamares. O intervalo de tempo entre a passagem meridiana da Lua e a preiamar seguinte é o chamado intervalo lunitidal. Actualmente, já estão a ser comercializados relógios em que esse valor é pedido, para que eles possam fornecer uma previsão grosseira da maré. Embora esse valor seja variável ao longo do tempo, em termos médios esse atraso é cerca de 2 horas em Portugal Continental e inferior a 30 minutos na Madeira e nos Açores. Outro aspecto importante a ter em conta é o fenómeno quinzenal da alternância entre marés vivas e marés mortas. Este fenómeno, matematicamente, é explicado pela constituinte S2 (solar semidiurna),que decorre do efeito do Sol como elemento "perturbador". Quando o Sol e a Lua estão em oposição (Lua cheia) ou conjunção (Lua nova), a influência do Sol reforça a da Lua e ocorrem as marés vivas (matematicamente, as constituintes somam-se). Quando o Sol e a Lua estão em quadratura (quarto crescente e minguante), a influência do Sol contraria a da Lua e ocorrem as marés mortas (http://www.hidrografico.pt/glossario-cientifico-mares.php.)

Maré Morta.......................................................................................................................................................................................Neap tide, Apogean tide

Marée de mortes eaux / Marea de aguas muertas / Nipptide / 小潮 / Квадратурный прилив / Marea di quadrature /

Maré que ocorre durante as quadraturas lunares, que se caracteriza, para cada local, pelas amplitudes mínimas.

Ver: « Maré Cheia »
&
« Maré »
&
« Lua »

A maré morta é uma maré, relativamente, baixa da maré alta, ou um intervalo, geralmente, baixo entre as marés alta e baixa. Durante o primeiro e o quarto quadrante da Lua, os períodos de marés mortas são criados devido a maneira como o Sol e a Lua actuam sobre a Terra para criar marés. O oposto de uma maré morta é uma maré viva ou de primavera, isto é, uma maré forte como extremos altos e baixos. Como o ciclo das marés é bem conhecido, os geocientistas podem prever quando as marés vivas e mortas ocorrem, assim como a sua amplitude. As marés são causadas por uma interacção de vários factores. O movimento de rotação da Terra, desempenha um papel, assim como as forças gravitacionais da Lua e do Sol. Numa maré de quadratura, o Sol e a Lua são perpendiculares entre si, com atracções em direcções opostas. Essas atracções, efectivamente, equilibram-se mutuamente, mantendo o nível de água, relativamente, estável. Enquanto as marés alta e baixa ocorrem durante uma maré de quadratura, a diferença de altura entre elas é mínima. Em contrapartida, numa maré de sizígia, o Sol, a Lua e a Terra estão em sizígia, o que significa que todos eles são alinhados. Como o Sol e a Lua estão atraindo juntos, eles geram uma força muito maior, criando marés, proporcionalmente, superiores e inferiores. Durante as marés vivas, as pessoas podem aproveitar a maré baixa para colher vários organismos das rochas que, normalmente, estão cobertos por água, e os navios partem ou chegam com o tempo das marés. O Sol e a Lua orientam-se se para criar uma maré de quadratura, quando a Lua está em lua cheia, o que ocorre duas vezes durante o ciclo lunar, quando completo,. As pessoas que querem ter uma ideia das marés têm que ver no ciclo lunar se haverá uma maré de quadratura ou de primavera. Informações adicionais sobre quando marés altas e baixas ocorrerão podem ser recolhidos junto das organizações que fornecem dados sobre o tempo e a maré. As pessoas podem estar ciente de que a topografia da Terra influencia as marés, o que é uma razão pela qual os níveis de maré não são as mesmas em toda a Terra, ou mesmo em numa região.

Maremoto (raz-de-maré)...................................................................................................................................................................Tidal Wave, Tsunami

Raz-de-marée / Maremoto / Grundwelle, Flutwelle / 海震 / Внезапный сильный прилив / Maremoto /

Onda alta que se desloca a grande velocidade e atinge a costa de maneira catastrófica. O mesmo que raz-de-mar ou tsunami, embora o significado varie com os geocientistas.

Ver: « Tsunami »
&
« Ondulação (do mar) »
&
« Delta de Tempestade »

Um raz-de-maré, tsunami ou maremoto é uma série das ondas de água causada pelo deslocamento de um grande volume de um corpo de água, como um oceano ou um grande lago. Os tsunamis ocorrem com muita frequência no Japão, onde cerca de 195 eventos desse tipo foram registados nas últimas décadas. Devido aos imensos volumes de água e energia envolvidos, os tsunamis podem devastar regiões costeiras. Acidentes podem ocorrer, visto que as ondas se movem mais, rapidamente, do que os seres humanos. Terramotos, erupções vulcânicas e outras explosões submarinas, deslizamentos de terra e outros movimentos de massa, impactos, e outros distúrbios acima ou abaixo do nível de água têm o potencial de gerar um tsunami. Um tsunami pode ser gerado quando os limites de placas tectónicas convergentes ou destrutivas se movem, abruptamente, e deslocam verticalmente a água sobrejacente. É muito improvável que esses movimentos possam formar-se em limites de placas divergentes ou transformantes, uma vez que estes limites não perturbam o deslocamento vertical da coluna de água. Terramotos relacionados as zonas de subducção do tipo-B geram a maioria dos tsunamis. Os tsunamis ou raz-de-maré têm uma pequena amplitude (altura da onda) em alto mar e um comprimento de onda muito longo (muitas vezes centenas de quilómetros de comprimento) e por isso, geralmente, passam despercebidos no mar, formando apenas uma ligeira ondulação, normalmente, cerca de 300 milímetros acima do normal superfície do mar. Eles crescem em altura quando atingem águas mais rasas, por um processo de empolamento de onda. Um tsunami pode ocorrer em qualquer estado de maré ; mesmo na maré baixa ele pode inundar as áreas costeiras. Em 1950, foi avançada a hipótese de que grandes tsunamis podiam ser causados por deslizamentos de terra, erupções vulcânicas explosivas (por exemplo, Santorini e Krakatoa) e impactos sobre os oceanos, etc. Todos estes fenómenos deslocam, rapidamente, grandes volumes de água, a uma taxa mais rápida do que a água pode absorver.

Maré Viva (grande maré)...............................................................................................................................................................................................Spring tide

Marée de vives eaux (grande marée) / Marea viva / Springflut / 大潮 / Сизигийный прилив / Marea equinoziale /

Maré que ocorre durante as sizígias* e que se caracteriza, para cada local, pelas amplitudes máximas.

Ver: « Sizígia »
&
« Maré »
&
« Maré Morta »

A palavra "marés" é um termo genérico usado para definir a subida e descida alternada do nível do mar em relação à Terra, produzida pela atracção gravitacional da Lua e do Sol. De maneira menos significativa, as marés também ocorrem em grandes lagos, atmosfera, e no interior da crusta sólida da Terra, devido as mesmas forças gravitacionais da Lua e do Sol. As marés são criadas porque a Terra e a Lua são atraídos uma pelo outro, como os dois ímans são atraídos um pelo outro. A Lua tenta puxar para ela todas as coisas sobre a Terra. Mas, a Terra é capaz de reter tudo, excepto a água. Desde que a água está sempre em movimento, a Terra não pode agarra-la, e, assim, a Lua atira-a. Todos os dia, há duas marés altas e duas marés baixas. O oceano está em constante movimento da maré alta para a maré baixa, e depois volta à maré alta. Há cerca de 12 horas e 25 minutos entre as duas marés altas. As marés são a subida e descida periódicas das grandes massas de água. Ventos e correntes deslocam a superfície da água, provocando ondas de superfície. A atracção gravitacional da Lua faz com que os oceanos se deformem em direcção da Lua. Uma outra deformação simétrica ocorre no lado oposto, uma vez que a Terra também está sendo puxado para a Lua. O nível dos oceanos varia, diariamente. quando o Sol, Lua e Terra interagem. Como a Lua viaja à volta Terra e como elas, juntas, viajam à volta do Sol, as forças gravitacionais combinam-se obrigando os oceanos do mundo a subir e a descer. Como a Terra gira, enquanto isto acontece, duas marés ocorrem a cada dia. Quando a lua está cheia ou em Lua nova, a atracção gravitacional da Lua e do Sol combinam-se. Nessas ocasiões, as marés altas são muito elevadas e as marés baixas muito baixas, o que é, normalmente, conhecido como marés vivas. Com efeito, as marés vivas ocorrem quando a Terra, o Sol e a Lua estão em linha. As forças gravitacionais da Lua e do Sol contribuem, instantaneamente, para as marés. Por outras palavras, as marés vivas ocorrem durante a fase de lua cheia e de lua nova. Durante os quartos crescente e decrescente da lua, o Sol e a Lua estão perpendiculares, o que causa que as deformações se anulam. O resultado é uma diferença muito pequena entre as marés alta e baixa, o que os geocientistas chamam marés de quadratura ou marés mortas.

(*) Em astronomia, sizíga  designa o alinhamento de três corpos celestes pertencentes a um mesmo sistema gravitacional formando uma configuração rectilínea, que neste caso particular são a Terra, Lua e o Sol.

Margem Continentale (divergente)................................................................................................................Continental Margin

Marge continentale / Márgen continental (divergente) / Continental-Marge (divergent) / 陆缘（发散） / Континентальная окраина материка / Continental margine (divergenti) /

Embora, teoricamente uma margem continental seja a zona do assoalhado oceânico que separa a fina crusta oceânica da espessa crusta continental, na classificação das bacias sedimentares, adoptada neste glossário (Bally e Snelson, 1980), uma margem continental divergente é o intervalo sedimentar que se deposita, por cima das bacias de tipo-rifte, nas margens dos continentes individualizadas pela ruptura dos supercontinentes (margens de tipo-Atlântico) ou da ruptura la litosfera de uma bacia de interna ao arco (margens de tipo não-Atlântico).

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Talude Continental »
&
« Sopé Continental »

Na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), existem dois tipos de margens continental divergentes: (a) Tipo-Atlântico e (ii) Tipo não-Atlântico. Ambas estão associadas com a formação de nova crusta oceânica*. Todavia, as margem divergentes de tipo Atlântico desenvolvem-se nas áreas em que os regimes tectónicos em extensão (alongamento) são preponderantes (fora das megassuturas), enquanto que as margens divergentes de tipo não Atlântico desenvolvem-se dentro das megassuturas, isto é, nas áreas em que os regimes tectónicos preponderantes são compressivos (elipsóide dos esforços efectivos com o eixo maior horizontal, ou seja, quando σ₁ horizontal). Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica compósita do offshore de Angola, ilustra uma margem continental divergente de tipo Atlântico, quer isto dizer, que durante o seu desenvolvimento, os regimes tectónicos predominantes eram em extensão (os sedimentos eram alongado). Todavia, como ilustrado na tentativa de interpretação, na parte profunda da bacia, exista, localmente, e ainda existe (o fundo mar é afectado) um regime tectónico compressivo associado ao escoamento gravitário do intervalo salífero (colorido em violeta claro). O alargamento sedimentar induzido pelo escoamento lateral do horizonte evaporítico na parte proximal e média da margem é compensado, por um encurtamento, na parte profunda da margem, onde a enorme espessura dos evaporitos (sobretudo halite) é, claramente, posterior à deposição e o resultado da sobreposição cavalgamentos constituídos, fundamentalmente, por evaporitos. Esta geometria é muito tardia e de origem tectónica. Nesta tentativa de interpretação de baixo para cima reconhece-se: (i) A crusta continental, na qual se desenvolveram bacias do tipo rifte (demigrabens) durante o alargamento da litosfera, antes da ruptura do pequeno supercontinente Gondwana ; (ii) A ruptura da litosfera, que ocorreu desde que a litosfera atingiu o limite de alongamento (β ± 4), isto é, quando a espessura da crusta, localmente, se reduziu a 10/15 km (a ruptura fez-se por uma injecção excessiva de material do manto sublitosférico), a qual individualizou a placa litosférica Africana e a placa da América do Sul, iniciando assim um alastramento oceânico entre elas ; (iii) Uma crusta vulcânica, provavelmente, subaérea, que se formou desde que ocorreu a ruptura litosfera, quanto os centros de expansão ainda não eram marinhos e que marca o início da margem divergente; esta crusta vulcânica subaérea é caracterizada por reflectores que inclinam para o mar (em direcção dos centros de expansão), todavia, lateralmente ela passa à crusta vulcânica oceânica ; (iii) Uma margem continental divergente tipo Atlântico, a qual é formada por duas fase sedimentares tectónico / sedimentares: (a) A fase transgressiva, de geometria retrogradante, isto é, que se espessa para o continente, uma vez que ela é associada à subida do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, induzida, principalmente pela diminuição das bacias oceânicas devido à formação das montanhas oceânicas associadas ao alastramento oceânico (admitindo que a quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra há cerca de 4,5 Ga) e (b) A fase regressiva de geometria progradante, associada à descida do nível do mar eustático ou absoluto, induzida pelo aumento de volume das bacias oceânicas em consequência da diminuição das montanhas oceânicas provocada pela aglutinação dos continentes e pela subducção da crusta oceânica antiga ao longa zonas de subducção (formação de um novo supercontinente). Nesta tentativa de interpretação a fase regressiva é facilmente reconhecida pela sua geometria progradante. Todavia, a geometria retrogradante da fase transgressiva, em grande parte ocultada pela halocinese e tectónica salífera, principalmente, na parte central e distal da bacia.

(*) A crusta oceânica pode dividir-se em três camadas : (I) A camada 1, que tem uma espessura média de 0,4 km, é formada por de sedimentos pouco consolidados (minúsculas conchas de organismos marinhos, geralmente, calcários e siliciosos, ou cinzas vulcânicas e sedimentos terrígenos transportados por turbidez), muitas vezes ausentes perto das cristas médias oceânica, mas que junto das margens continentais, são, principalmente sedimentos terrígenos, ; (II) A camada 2 é, geralmente subdividida em duas partes: camada 2A que corresponde a cerca de 0,5 km de material vulcânico vítreo a basalto, finamente cristalino, geralmente, sob a forma de lavas em almofada e ; camada 2B - que corresponde a cerca de 1,5 km de de diques de diabásicos ; (iii) A camada 3 é formada por magma lentamente resfriado e consiste, principalmente de gabros de grão grosseiro e rochas ultramáficas. Esta camada forma mais de dois terços do volume da crusta oceânica que, em média, tem cerca de 5 km de espessura.

Margem de Plataforma (barlavento).............................................................................Windward Platform Margin

Marge de la plate-forme (au vent) / Márgen de plataforma (barlovento) / Margin-Plattform (der Wind) / 保证金平台（风） / Окраина платформы (против ветра) / Piattaforma di margine sopravvento /

Margem de uma plataforma carbonatada que faz face ao vento dominante. As plataformas que estão próximo de uma massa continental e que devem a sua origem a existência dessa massa são consideradas margens ou rampas. Quando os depósitos carbonatos estão cercados por todos os lados de água eles chamam-se bancos, baixios ou plataformas carbonatadas isoladas.

Ver: « Plataforma Carbonata Aureolada »
&
« Recife »
&
« Deposição (carbonatos) »

As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes não só na geometria, mas também na fácies (litologia e fauna), função das condições oceanográficas circunvizinhas. Vários trabalhos, em particular, os efectuados no mar das Caraíbas, mostraram que há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento ou lado de onde o vento sopra) e de sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento ou direcção para onde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar, relativamente, fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, quer isto dizer, em sentido oposto à margem. Em condições de forte energia, a margem de barlavento é erodida de maneira significativa formando uma escarpa íngreme, na base da qual se depositam blocos rochosos e escoamentos de detritos, como sugerido no esquema ilustrado nesta figura. Ao contrário, nas margens de sotavento, isto é, nas margens orientadas no sentido dos ventos dominantes, os intervalos sedimentares são progradantes, espessos e de extensão lateral mais importante, como se podem constar no esquema geológico ilustrado na figura seguinte . As margens carbonatadas de barlavento, que enfrentam a energia das ondas e são expostas ao efeito de dilatação do mar, podem estar protegidas por ilhas ou recifes emergentes. A água não se comporta termicamente como a maioria dos líquidos, o que têm consequências muito importantes na natureza. Imagine que uma certa quantidade de água a 0 °C é colocada num recipiente não dilatável e que se aumenta temperatura: (i) o volume do líquido diminui até a temperatura atingir 4° C (a água sofre contracção) ; (ii) A partir daí, se o aquecimento continua, o volume do líquido aumenta (a água sofre uma dilatação). Suponhamos que, num dado instante, a temperatura do ar comece a cair (a partir de 18° C, por exemplo). A água da superfície, em contacto com o ar, arrefece e fica mais densa que a água do fundo. Essa diferença de densidade provoca a movimentação da água: sobe água "quente" e desce água "fria". No entanto, ao ser atingida a temperatura de 4° C, essa movimentação cessa, pois, nessa temperatura, a água tem densidade máxima. Se o arrefecimento continuar, a água da superfície fica menos densa que a água do fundo, não mais sendo possível a troca de posição. A água superficial pode chegar a congelar, mas a do fundo mantém-se líquida. O arrefecimento da água do fundo ocorre muito lentamente, porque tanto a água líquida quanto o gelo conduzem mal o calor (https://pt.wikipedia.org/wiki/ Dilatação_anômala_da_água). No que diz respeito ao transporte sedimentar, nas margens de barlavento, deve considerar-se se há presença ou ausência de barreiras importantes ao transporte sedimentar. Nas margens carbonatadas abertas, as correntes induzidas pelas ondas podem deslocar os sedimentos detríticos dos recifes de barlavento para a plataforma. Ao contrário, os sedimentos produzidos nas margens protegidas podem ser incorporados nos recifes, armazenados na áreas entre os recifes ou ser transportados para fora da plataforma pelo vento. Existem cinco categorias de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta; (ii) Plataformas do tipo Rampa Carbonatada, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as fácies são controladas pela orientação dos ventos dominantes e (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica. Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias: (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

Margem de Plataforma (sotavento)......................................................................................Leeward Platform Margin

Margem da plataforma (sous le vent) / Márgen de plataforma (sotavento) / Margin-Plattform (Lee) / 保证金平台（背风） / Окраина платформы (в подветренную сторону) / Margine piattaforma (sottovento) /

Margem de uma plataforma carbonatada que é orientada na direcção do vento dominante (margem sotavento). Em relação as margens carbonatadas de barlavento, onde os recifes activos são frequentes, nas margens de sotavento, os recifes estão enterrados, uma vez que o vento transporta os sedimentos para a extremidade ou, mesmo, para fora do banco ou da plataforma carbonatada.

Ver: « Plataforma Carbonata Aureolada »
&
« Recife »
&
« Deposição (carbonatos) »

As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes não só na geometria, mas também na fácies (litologia e fauna), função das condições oceanográficas circunvizinhas. Vários trabalhos, em particular, os efectuados no mar das Caraíbas, mostraram que há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento ou lado de onde o vento sopra) e sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento ou direcção para onde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar, relativamente, fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, isto é, em sentido oposto à margem, enquanto que nas segundo aporte terrígeno é importante e muitas vezes fossiliza dos recifes. As margens de sotavento orientam-se, mais ou menos, no sentido do vento dominante. Assim elas estão, em grande parte, protegidas da acção das vaga, a qual pode ser considerada de : (i) Mar muito agitado, ou seja, quando a acção erosiva das ondas do mar atinge cerca de 50 m, ou mais, de profundidade de água, o que acontece sobretudo durante as fortes tempestades ; (ii) Mar agitado, quando a acção erosiva das vagas atinge a profundidade de, mais ou menos, 30 metros, o que quer dizer, que a distância entre duas vagas sucessivas (distância entre duas cristas ou duas cavas consecutivas) é cerca de 60 metros, ou seja, metade do comprimento de onda ; (iii) Mar calmo, quando a acção erosiva das ondas do mar atinge, mais ou menos, a profundidade de 10 metros. Este nível corresponde, aproximadamente, à posição da ruptura (ou quebra ou rebentação) costeira de inclinação da superfície de deposição. As margens abertas recebem os sedimentos produzidos na plataforma durante os períodos de mar agitado e tempestades. Em geral, elas são caracterizadas por depósitos de areia carbonatada importantes, que muitas vezes fossilizam os recifes que podem florescer durante os períodos de nível do mar relativo mais baixo que o banco que não tem grande aporte terrígeno, uma vez que a acomodação é negativa. As margens protegidas não sofrem a influência das ondas nem dos sedimentos. Por isso, elas são caracterizadas por finos horizontes recifais e superfícies endurecidas com pouco sedimentos. Uma distinção importante no que diz respeito ao transporte dos sedimentos ao longo das margens de sotavento é a presença de barreiras ao transporte sedimentar através da plataforma, as quais podem ser quer ilhas ou recifes emergentes. Ao contrário, nas margens de barlavento, isto é, nas margens orientadas contra o vento vento ou lado de onde o vento sopra, os intervalos sedimentares são progradantes, espessos e de extensão lateral mais importante, como se podem constar no esquema geológico ilustrado nesta figura. Na maior parte das margens carbonatadas a influência da maré é pequena. Existem diferentes tipos de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, com recifes ou baixios recifais no rebordo da plataforma ; (ii) Plataformas Tipo Rampa, com areias carbonatadas na linha da costa e areias argilosas e lama de água profunda na base da rampa ; os recifes não são importantes ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegida ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as litologias são controladas pela orientação dos ventos ; têm recifes e corpos arenosos na margem barlavento, mas na margem sotavento, os sedimentos são mais lamacentos ; (v) Plataforma Morta ou Afogada, quando a plataforma está debaixo ou melhor foi posta debaixo da zona fótica (na qual penetra a luz do sol, cuja profundidade varia muito função da turbidez da água). Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias : (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

Marmita (ninho de galinha)........................................................................................................................................................................................................Pothole

Marmite (nid de poule) / Marmita / Schlagloch / 壶洞 / Выбоина / Buca, Marmitte (buca) /

Buraco de uma rocha formado pelos remoinhos de um grão de areia, ou calhau, induzidos quer pelo escoamento de uma corrente quer pelo vento.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita Glaciária »
&
« Calhau »

Nesta fotografia, a caixa de fósforos (flecha), à superfície da água que preenche, parcialmente, a marmita dá a escala. Os calhaus que estão na parte superior da marmita (quando o seu diâmetro era maior) são, provavelmente, semelhantes aos responsáveis da abrasão que a originou. O termo marmita é, frequentemente, utilizado para descrever os buracos feitos no leito e margens de um rio pela acção erosiva dos movimentos turbilhonantes da corrente, a qual pode ser, localmente, reforçada pela presença de seixos ou calhaus. Este tipo de estruturas ilustra bem o fantástico poder das correntes que conseguem cortar, por vezes, quase, verticalmente, as paredes calcárias dos leitos de certos rios. Na realidade, em geral, a carga basal de areia e cascalho de um rio está a maior parte do tempo estacionária. Contudo, durante os períodos de chuva e cheias, ela move-se com o escoamento da água. O deslocamento deste material é um processo de abrasão muito eficiente, que erode muito, rapidamente, o leito e paredes do canal para que a corrente atinja um perfil de equilíbrio provisório. A abrasão responsável pela formação das marmitas é, simplesmente, um caso particular deste tipo de abrasão, no qual a perfuração do leito do rio é feita pelo movimento circular, imposto pela corrente, dos calhaus e seixos circunscritos numa depressão. Desde que os calhaus e seixos são desgastados e desaparecem, outros tomam o seu lugar e continuam a perfurar o leito do rio desde que a corrente os obriga a girar em movimento circular. Como a erosão fluvial não se faz, unicamente, pela acção da corrente com a sua carga, isto é, pela gravidade, mas também pelo jogo de correntes turbilhonantes que se formam ao nível dos acidentes do perfil de equilíbrio provisório, como, por exemplo, rápidos e quedas de água, podem formar-se marmitas gigantes sem serem de perfuração, uma vez que correntes turbilhonantes produzem uma erosão alveolar do leito da corrente. Estas marmitas gigantes juntam-se, por vezes, umas às outras formando canais, grutas e cornijas, como as que se encontram ao longo do vale do rio Doubs, em particular, entre Villers-le-Lac e Morteaux, no Este da França (fronteira com a Suíça). Assim, este tipo de marmitas, como ilustrado pode atingir vários metros de diâmetro e mais de 5 m de profundidade.

Marmita Glaciária..........................................................................................................................................................................................................................Kettle

Marmite glaciaire / Marmita litoral / Gletscherhöhlen, Kessel / 冰川水壶 / Ледниковый котёл / Caldaia Glacial /

Depressão criada pela fusão de um bloco de gelo (gelo morto) enterrado numa moreia superficial.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita Litoral »
&
« Calhau »

As marmitas glaciares são formas topográficas típicas da planície fluvioglaciar, que se formam quando blocos de gelo, da frente de um glaciar, se separam à medida que o glaciar se adelgaça. Uma vez que os blocos de gelo se isolam da massa de gelo principal, eles transformam-se em "gelo morto" e são parcial ou totalmente enterrados pelo escoamento glaciar. O escoamento glaciar forma-se quando as correntes resultantes da fusão do glaciar fluem e depositam os sedimentos na planície de acumulação fluvioglaciária. Quando os blocos de gelo morto se derretem, quanto mais lentamente quanto mais eles estiverem fossilizados sob a moreia, eles deixam uma cavidade, mais ou menos, circular que é, muitas vezes, ocupada por um lago, o qual se abre na superfície de acumulação, como ilustrado nesta figura. As marmitas glaciares podem, também, formar-se em cumeadas sedimentares de tilo (sedimentos não trabalhados e não estratificados depositados directamente por, ou sob, um glaciar e que não foram reactivados pelas águas de fusão do glaciar), quando o gelo morto derrete. A formação de um grande número de marmitas glaciares na planície de acumulação fluvioglaciária cria uma topografia muito típica caracterizada pela alternância de montículos e depressões. A fusão do gelo morto sobrepõe à moreia de fundo, rica em material fino, a moreia superficial (chamada moreia de ablação) que é pobre em material fino. As topografias criadas por um sistema glaciar e fluvioglaciar são muito, rapidamente, obliteradas durante os períodos interglaciares e pós-glaciares. As formas saalianas (da glaciação Saale no norte da Europa) estão muito desgastadas, particularmente, no norte da Alemanha (contemporânea da fase Wolstoniana e da glaciação Riss nos Alpes). Com efeito, elas foram submetidas às degradações impostas pelo sistema periglaciário (ambientes e processos que se desenvolvem em climas frios não glaciários, independentemente da idade e da proximidade dos glaciares). A erosão fluvial trabalha para as destruir, em particular, em preenchendo as depressões e cavando vales profundos (gargantas de ligação entre duas secções do mesmo vale, entre um vale suspenso e o vale principal, etc). Se as formas wurmianas ainda são bem visíveis, é porque elas são mais recentes (máximo da extensão glaciar de Wurm ocorreu à cerca de 18 ka).

Marmita Litoral (ouriçanga)............................................................................................................................................................Littoral Pothole

Mare, marmite littorale / Marmita costera / Schlagloch / 在地质 / Котловина / Pothole /

Marmita formada por dissolução que se encontra no fundo das vasques ou entre as lápias. Ela têm uma forma, mais ou menos, cilíndrica, com fundo liso e, em geral, com um deposito de areia, calhaus e conchas. As paredes são lisas e revestidas, com frequência, por seres vivos característicos do andar infratidal (Moreira, 1984). Sinónimo de Ouriçanga Litoral ou Mare.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita Glaciária »
&
« Marmita »

Em certas ilhas da América Central, as formas mais largas das marmitas litorais são chamadas ouriçangas (buracos de ouriços). Como ilustrado neste esquema, a geometria das marmitas litorais sugere um reforço mecânico, turbilhonar, semelhante ao que produz as marmitas gigantes e de perfuração. As marmitas litorais podem ter rebordo ou não, o qual pode ser elíptico ou mesmo lobado, no caso das ouriçangas resultarem da coalescência de formas simples. Por vezes, elas conservam, entre elas, restos das paredes coalescentes, constituídos por septos rochosos. A profundidade das marmitas litorais varia entre 5-6 e 10 metros, encontrando-se as mais profundas na parte inferior do espraiado. Os processos de dissolução são, essencialmente, bioquímicos e cada ouriçanga corresponde a um nicho ecológico. O corte geológico do Cabo das Correntes (Moçambique) ilustrado acima, mostra uma zonagrafia característica dos principais tipos de microformas do carso litoral em eolianitos e grés de praia. Do continente para o mar reconhecem-se as microformas seguintes: (1) Arriba morta alveolizada ; (2) Plataforma com lápias pontiagudas ; (3) Ouriçangas litorais superiores, isto é, localizadas acima do nível de preiamar via ; (4) Visor da arriba viva ; (5) Sapa ; (6) Plataforma com vasques e ouriçangas embrionárias (debaixo do nível médio do mar) ; (7) Plataforma com vasques incrustadas de algas calcárias ; (8) Plataforma bioconstruída por tubícolas (acima do nível de baixamar viva) ; (9) Ouriçangas litorais inferiores, localizadas, mais ou menos, ao nível de baixamar viva ; (10) Cornija devida à rebentação das ondas ; (11) Sapa submersa ; (12) Banco de coral morto. Grés de praia (13) e Eolianitos (14), que são as rochas que constituem este litoral. Os níveis de preiamar e baixamar viva, que correspondem às marés durante as sizígias (plenilúnio e novilúnio), caracterizam-se, por grandes amplitudes. As marés equinociais, que ocorrem nos equinócios, têm amplitudes máximas.

Marmitas Litorais (ouriçangas litorais, carso litoral)................................................Waterpockets, Poteholes

Mares (karst littoral) / Marmita litorales, Karst litoral / Opperkessel / 坑洼 / Водяной мешок / Mares (carsico costiero) /

Forma de dissolução cárstica litoral, que se forma no fundo das vasques ou entre as lapiaz.

Ver: « Carso Litoral »
&
« Vasque »
&
« Lapias Litoral »

As formas de dissolução que se desenvolvem no fundo das vasques (pequenas plataformas de dissolução com fundo plano ou com lapiaz pequenas e com fendas, rodeadas por um rebordo baixo, mais ou menos, de 10 a 30 centímetros), ou entre a lapiaz (desenvolvem-se no espraiado ou no andar mesolitoral superior e no andar supralitoral com formas de pináculo e bordas afiadas, deixando, entre elas, pequenas marmitas de dissolução às vezes com forma de funil). As marmitas litorais têm uma forma cilíndrica com um fundo plano, em geral, com um depósito de areia, calhaus e conchas, e paredes lisas, recobertas de organismos vivos característicos do andar infratidal. Como mostrado nesta figura, a forma, mais larga na base do que no topo, destas marmitas também chamadas ouriçangas em certas ilhas da América Central (buracos de ouriços) sugerem processos mecânicos turbilhonantes. Se as marmitas resultam da coalescência de formas simples, às vezes preservadas, entre os restos coalescentes (que formam paredes rochosas), o perímetro é circular, elíptico ou até mesmo lobado. Elas podem ter ou não um rebordo, que pode ser de erosão, de bioconstrução ou misto. A sua profundidade varia entre cerca de 10 cm e  5 ou 6 metros (ou mais). As mais profundas encontram-se na parte superior do espraiado (espaço litoral entre os níveis de maré alta, mais alta, e maré baixa, mais baixa, que certos geocientistas chamam zona intertidal). Os processos de dissolução são, essencialmente, bioquímicos e cada marmita representa um nicho ecológico. Num nicho ecológico é o modo de vida de cada espécie no seu habitat e representa o conjunto  das actividades da espécie, incluindo as relações alimentares, obtenção de abrigos e locais de reprodução, quer dizer, como, onde e à custa de quem a espécie se alimenta, para quem ela serve de alimento, quando, como e onde ela encontram abrigo e como e onde ela se reproduz. Em uma comparação clássica, o habitat é o "endereço" da espécie, e o nicho ecológico é equivalente à "profissão". Nas savanas africanas, a erva, zebras, leões e abutres ocupar o mesmo habitat, mas têm nichos ecológicos distintos. A erva produz matéria orgânica através da fotossíntese e serve de alimento para as zebras, que são comidos por leões e os restos mortais são recuperados por abutres.

Matéria e Antimatéria...........................................................................................................................................Matter and Antimatter

Matière et antimatière / Materia y antimateria / Materie und Antimaterie / 物质和反物质 / Материя и антиматерия / Materia e antimateria /

O facto que a antimatéria não seja observável cria um grande problema. A antimatéria põe a questão porque é que existe a matéria. Durante os estágios inicias da evolução do Universo, a matéria e antimatéria ter-se-iam formado a partir da energia e elas deviam ter-se formado em quantidades iguais (uma partícula e antipartícula criam-se sempre juntas). Assim a questão é porque que é que toda a matéria e antimatéria não se a aniquilaram, deixando um Universo formado unicamente de energia?

Ver: « Big Bang (teoria) »
&
« Universo Inflacionário »
&
« Universo (idade) »

Toda a partícula fundamental tem a sua antipartícula* com a mesma massa, mas com carga oposta. Esta ideia é, actualmente, também aplicada aos átomos, isto é antiátomos que formam a antimatéria. Em 1898, A. Schuster sugeriu a ideia que um tipo exótico de matéria pode existir com propriedades que miram (como um espelho) as da matéria ordinária. Como ela dizia "se existe uma electricidade negativa, porque não um ouro negativo, amarelo como o ouro normal?". Com efeito, em 1928, Dirac propôs a base matemática a ideia de Schuster. Dirac conjecturou que um electrão, que tem uma carga negativa, deve ter uma contraparte carregada positivamente, que deve ser uma nova partícula, desconhecida na física experimenta, com a mesma massa e carga oposta à do electrão. Um tal partícula é chamada antielectrão. A descoberta do antielectrão, actualmente, conhecida como positrão (electrão carregado positivamente), na radiação cósmica foi feita em 1932 por Carl Anderson. Vinte e três anos mais tarde os cientistas da Universidade de Califórnia (Berkeley) criaram um antiprotão num acelerador de partículas. Quando a antimatéria e a matéria ordinária se encontram, elas aniquilam-se uma à outra e desaparecem numa explosão violenta, na qual a massa é convertida em energia como sugerido pela equação de Einstein E=mc². A energia libertada por uma aniquilação matéria / anti-matéria é muito grande. Numa colisão de protões e antiprotões a energia libertada por partícula é cerca de 200 vezes a energia libertada por uma bomba H. Se a matéria e antimatéria se aniquilassem uma à outra, provavelmente, não há antimatéria na Terra ou mesmo no sistema solar. Os cientistas especulam que a antimatéria existe em outras partes do Universo, mas ainda não encontram nenhuma corroboração.

(*) Partícula elementar que constitui a antimatéria e que tem as mesmas propriedades que a que constitui a matéria:Uma das principais diferenças é a carga que tem um sinal oposto. A antipartícula do electrão é o positrão, e a do protão é o antiprotão. Quando uma partícula entra en contacto com a sua antipartícula elas se aniquilam para formar luz. Nós vivemos num Universo de matéria. A antimatéria é extremamente rara. Ela não se vê que nos raios cósmicos ou  nos aceleradores de partículas de alta energia. (T. T. Thuan,1988- La mélodie secrète, Fayard).

Matéria Bariónica......................................................................................................................................................................................Baryonic Matter

Matière baryonique / Materia bariónica / Baryonischen Materie / 重子物质 / Барионическое вещество / Materia barionica /

Matéria composta, principalmente, por bariões* (massa), que inclui átomos de toda a espécie (e assim quase toda a matéria que nós podemos encontrar na vida de todos os dias). A distinção entre matéria bariónica e não bariónica (neutrinos, electrões livres, etc.) é muito importante na cosmologia, porque os modelos de nucleossíntese do "Big Bang" implicam um conjunto de restrições sobre a quantidade de matéria bariónica presentes no início do Universo.

Ver: « Matéria e Antimatéria »
&
« Big Bang (teoria) »
&
« Universo (primitivo) »

Um barião é uma partícula composta de três quarks**. Os bariões opõem-se aos mesões, os quais são feitos de um quark e um antiquark. Bariões e mesões pertencem à família dos hadrões, que são as partículas feitas de quarks. O nome barião vem da palavra grega para "pesado", porque no momento da sua nomeação, a maioria das partículas conhecidas tinham massas inferiores às dos bariões. Uma vez que os bariões são constituídos por quarks, eles participam na interacção forte. Os leptões, por outro lado, não são compostos de quarks e, como tal, não participam na interacção forte. Os bariões mais conhecidos são os protões e neutrões, que compõem a maioria da massa da matéria visível no Universo, enquanto que os elctrõres (o outro grande componente de átomos) são léptons. Cada barião tem uma antipartícula correspondente (antibarião), onde os quarks são substituídos por seus correspondentes antiquarks. Um protão é feito de dois quarks "up" e um quark "down" e sua antipartícula correspondente, o antiprotão, é feito de dois antiquarks "up" e um antiquark "down". A matéria bariónica é a matéria composta, principalmente, por bariões (em massa), a qual inclui os átomos de qualquer espécie (incluindo quase toda a matéria que podemos encontrar na vida quotidiana). A matéria não-bariónica, como sugere o nome, é qualquer tipo de matéria que não é, fundamentalmente, composta por bariões. Isto pode incluir a matéria comum, tais como neutrinos e electrões livre. No entanto, ela pode incluir também espécies exóticas de matéria negra não-bariónica, tais como partículas supersimétricas, axiões ou buracos negros. A distinção entre a matéria bariónica e não-bariónica é importante na cosmologia, uma vez que os modelos de nucleossíntese do Big Bang impõem restrições na quantidade de matéria bariónica presente no Universo primitivo.

(*) Um barião é uma partícula elementar que sofre a influência da força nuclear forte. O protão e o neutrão são bariões.

(**) Um quark é uma partícula hipotética que tem uma carga eléctrica fraccionária, positiva ou negativa, igual a 1/3 ou 2/3 da carga de um electrão, que nunca foi observado  no estado livre e que aparecem em combinação de três quarks, ligados pela força nuclear forte para formar um protão ou um neutrão ou ligado a um antiquark para formar um mesão. Há seis espécies de quarks diferentes que são conhecidos  como: "up" ; "down" ; "estranho" ;  "encantado " ; " base" e "topo".

Matéria Orgânica (tipos)...................................................................................................................................................................Organic Matter

Matière organique (types) / Materia orgánica (tipos) / Organisches Material (Typen) / 有机质 (类型 ) / Органическое вещество / Materia organica (tipi) /

A matéria orgânica que está disseminada nos sedimentos e é solúvel nos solventes normais do petróleo (cerogénio), como, o bissulfureto de carbono. Função da composição química e da sua natureza, a matéria orgânica pode apresentar-se sob três tipos. Estes três tipos de cerogénio (I, II e III) geram diferentes hidrocarbonetos, a sua identificação e distinção é muito importante na geologia do petróleo.

Ver: «Rocha Mãe »
&
« Cerogénio »
&
« Janela de Maturação »

O cerogénio tipo I é, principalmente, de origem algar. Ele tem uma proporção mais alta de hidrogénio, relativamente, ao oxigénio (H:O ± 1,2/1,7) do que os outros tipos. A relação H:C é cerca de 1,65. Os lípidos (grupo de de substâncias que integram as gorduras, os esteróides e os fosfolípidos e têm em comum a sua insolubilidade na água) são os seus componentes principais, os quais são, particularmente, abundantes nas algas Bottryococcus, que ocorrem na "coorongite" actual (carvão de turfa) e nos antigos argilitos betuminosos. O cerogénio tipo II tem uma composição intermediária. Como o cerogénio algar, o cerogénio tipo II é rico em componentes alifáticos e a relação H:C é superior a 1. A matéria orgânica original deste tipo de cerogénio consiste em detritos de algas e material derivado do zooplâncton e fitoplâncton. O cerogénio do tipo III ou cerogénio húmico tem uma relação H:C inferior a 1. Ele é produzido pela lignite das plantas que crescem no continente. Este tipo de cerogénio tende a produzir grandes quantidades de gás e, praticamente, pouco ou nenhum petróleo. Inicialmente, pensava-se que as bacias não marinhas produziam sobretudo gás devido a forte predominância do cerogénio húmico e que as marinhas produziam sobretudo petróleo devido à forte predominância do cerogénio algar. Contudo, este tipo de generalização foi, largamente, refutado, pelos resultados da pesquiza petrolífera, na medida em que muitas bacias de tipo-rifte (em geral hemigrabens), resultantes do alargamento da crusta continental, que precede a ruptura da litosfera, são, extremamente, ricas em cerogénio algar e em petróleo como, por exemplo, as bacias de tipo rifte do offshore norte de Angola (Cabinda). Em primeira aproximação, pode dizer-se que o cerogénio de tipo I é, predominante, nas rochas-mãe lacustres, o de tipo II, nas rochas mãe marinhas e do tipo III, nas rochas-mãe continentais.

MDR (magnetismo)...........................................................................................................................................Deposition Remnant Magnetism

MDR (magnétisme) / MDR (magnetismo) / Deposition Remnant Magnetismus / 沉积剩磁 / Остаточный магнетизм отложений / Magnetismo di deposizione /

Magnetismo de deposição remanescente ou MDR, criado quando as partículas magnéticas são libertadas de uma rocha, transportadas e depositadas numa nova rocha, a uma temperatura abaixo do ponto de Curie, e que se orientam-se segundo o campo magnético no momento da sedimentação, o qual que é cerca de 1000 vezes mais fraco do que o magnetismo de uma lava, onde cada pequeno dipolo é, perfeitamente, alinhado com o campo aplicado.

Ver: «Estratigrafia Paleomgnética»

Meandro.............................................................................................................................................................................................................................................................Meander

Méandre / Meandro / Mäander / 曲流 / Меандр / Meandro /

Curva da trajectória de uma corrente de água (rio, ribeira, riacho, distributário, etc.) que quando a corrente muda de trajectória forma um braço ou canal abandonado.

Ver: « Atalho de Meandro »
&
« Barra de Meandro (modelo) »
&
« Lago de Meandro »

Nem todas as sinuosidades de um rio são meandros. O termo meandro é reservado a um traçado que se afasta, sem razão aparente, da direcção de escoamento para voltar, depois de ter descrito uma curva, mais ou menos, acentuada, à mesma direcção de escoamento. Podem-se distinguir dois tipos principais de meandros: (i) Meandros de vale ou meandros encaixados, quando o vale do rio meandra como o rio, à mesma escala e (ii) Meandros de planície de aluvial, que certos autores franceses chamam, de maneira errada, meandros livres ou meandros divagantes, quando as sinuosidades do rio são independentes do traçado do vale e têm escalas muito diferentes, isto é, o rio é muito mais pequeno do que o vale. Os meandros de vale são tão, frequentes, como os de planície aluvial. Com exemplo dos primeiros pode citar-se os meandros do rio Colorado, particularmente no Grande Canhão (USA), e como exemplo dos meandros de planície aluvial, os meandros do rio Mississipi. Esta fotografia ilustra um meandro fóssil, no qual se distingue facilmente: (a) A barra de meandro e (b) Um tampão argiloso. A incisão do rio (não confundir com a corrente actual) não aflora neste lugar. De maneira geral, num meandro, a força da corrente erode o banco externo do rio permitindo a progradação da barra de meandro para o exterior. O movimento circular da corrente, que começa a erodir o banco, desloca-se em seguida para a base do canal, para depois se dirigir para a parte convexa do canal, antes de regressar a superfície do rio. Este movimento de escoamento da água obriga os sedimentos, provenientes da erosão do banco externo, a depositarem-se no banco interno criando o que se chama uma barra de meandro. O material depositado na barra de meandro inclina, ligeiramente, em direcção do banco erodido. Esta inclinação vê-se muito bem nesta fotografia (debaixo da desconformidade). A barra de meandro termina por biséis de progradação, os quais contrastam com os biséis de agradação dos sedimentos que preenchem o tampão argiloso que fossilizam o canal onde passava a corrente. O tampão argiloso sugere que o meandro foi abandonado e que, provavelmente, formou um lago de meandro.

Meandro Abandonado..................................................................................................................................................................................Oxbow Lake

Méandre abandonné / Meandro abandonado, Galacho / Altwasser (Fluss) / 故道 / Высохшая река / Meandro abbandonato, Oxbow /

Massa de água com a geometria de um U formada quando um meandro da corrente principal de um rio é eliminado (abandonado) para formar um lago. Sinónimo de Canal Abandonado.

Ver: « Atalho de Meandro (evolução) »
&
« Barra de Meandro (sísmica) »
&
« Lago de Meandro »

Esta fotografia ilustra uma série de meandros abandonados ao longo do planície aluvial do rio Kneai (um do mais populares rio para a pesca desportiva no Alasca). A quando da fusão do gelo, muitos destes canais tornam-se activos. Isto é talvez a razão, mais provável, da ausência de corpos de água ou lagos de meandro, na maior parte deles. Quando um canal ou meandro abandonado se torna activo, de maneira, mais ou menos, periódica, uma parte do leito é preenchida por sedimentos que, pouco a pouco, não deixam mais espaço para a água, uma vez que ele é abandonado. Os meandros da planície aluvial (não esqueça que existem, também, meandros de vale) à força de se acentuarem, podem recorta-se e criar canais abandonados. Um recorte entre dois meandros pode fazer-se de duas maneiras: (i) Transbordo e (ii) Tangência ou Osculação. No primeiro caso, o recorte entre dois meandros faz-se durante um período de cheia, quando toda a planície aluvial está inundada, uma vez que, desde que a altura de água começa a diminuir, a corrente toma, de preferência, o trajecto mais rectilíneo que o trajecto longo e curvo do meandro. O meandro é abandonado e pode formar-se um lago de meandro. Este mecanismo é impossível nos meandros de vale (nos quais as sinuosidades do rio coincidem com as sinuosidades do vale). Um recorte por tangência ou osculação (contacto de duas curvas) faz-se por simples exageração da curva do meandro, a qual, pouco a pouco, torna o pedúnculo inexistente, o que favorece o escoamento da corrente, directamente, para o meandro seguinte abandonando o meandro sem pedúnculo no qual se pode formar um lago. Como um recorte de meandros põe em contacto dois pontos da corrente, que inicialmente estavam a uma certa distância, o que quer dizer que eles têm altitudes diferentes, pode, por vezes, formar-se uma queda de água, a qual têm um período de existência, mais ou menos grande, função da dureza das rochas encaixantes. Todos os meandros migram para jusante, o que permite a captura de pequenas correntes pelo meandro e a transformação, com o tempo, de meandros de vale em meandros de planície aluvial.

Megaciclo Eustático....................................................................................................................................................................Eustatic Megacycle

Mégacycle eustatique / Megaciclo eustático / Megacycle eustatischen / 兆周海平面 / Эвстатический мегацикл / Megaciclo eustatico /

O termo megaciclo eustático é, neste glossário, substituído por ciclo eustático de 1a ordem, uma que ele não corresponde de maneira nenhuma a um grande ou enorme ciclo eustático como o prefixo “mega” sugere. Um ciclo eustático de 1^a ordem é formado por um certo número de ciclos eustáticos de 2^a ordem. Um ciclo eustático de 1^a ordem tem uma duração superior a 50 My (milhões de anos), em geral, à volta de 240 My. Os ciclos eustáticos de 1^a ordem (antigos megaciclos), são induzidos pelas variações do nível do mar associadas à ruptura e agregação dos supercontinentes (Pangeia, Rodínia ou Protopangeia, etc.).

Ver: « Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »
&
« Eustasia »

Os ciclos eustáticos de 1a ordem estão relacionados com a actividade das placas tectónicas. O alto eustático do Paleozóico, com o nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual é, principalmente, controlado pela tectonicoeustasia*, glacioeustasia, geoidaleustasia e dilatação térmica ou variação estérica** do nível do mar, era cerca de 200-250 metros mais alto do que actualmente, ocorreu à cerca de 500 Ma, quando a dispersão dos continentes do Paleozóico era máxima) continentes derivados da ruptura do supercontinente Rodínia. Igualmente, há cerca de 91,5 Ma, o alto eustático do Mesozóico - Cenozóico sublinha a dispersão máxima dos continentes derivados da ruptura do supercontinente Pangeia. Estas variações do nível do mar absoluto ou eustático foram induzidas pela variações do volume das bacias oceânicas induzidas pelas variações do volume das montanhas oceânicas associadas com as dorsais médias oceânicas e alastramento oceânico. Assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas, liquida sólida e gasosa, é constante desde a formação da Terra, isto é, desde à 4,5 Ga (hipótese que até hoje ninguém conseguiu refutar), se o volume das bacias oceânicas aumenta (subducção da crusta oceânica e das dorsais médias oceânicas ao longo da zonas de subducção de Benioff) o nível do mar eustático ou absoluto, globalmente, desce originando uma regressão marinha importante acompanhada de uma regressão sedimentar apreciável (deslocamento dos depósitos costeiros para o mar e para cima). Caso contrário, se o volume das bacias oceânicas diminui (formação de nova crusta e de novas dorsais médio oceânicas) o nível do mar eustático ou absoluto, globalmente, sobe causando um grande ingressão marinha que induz o depósito de uma série de regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Isto é muito importante, porque ao longo da história geológica, o volume das bacias oceânicas variou várias vezes. Partindo da formação de um supercontinente, quando toda, ou quase toda a crusta continental está aglutinada num pequeno número de placas litosféricas, o volume das bacias oceânicas é muito grande, uma vez que as montanhas oceânicas (dorsais oceânicas), se presentes, são pouco desenvolvidas. Com o tempo, a grande maioria delas desaparece, não só porque a crusta oceânica se torna fria e mais densa (menos volumosas), mas também porque uma grande parte se consumiu ao longo das zonas de subducção do tipo-B (ou de Benioff). Com a ruptura de um supercontinente, os continentes individualizados dispersam-se devido ao alastramento oceânico e o volume das bacias oceânicas diminui, até ao máximo de dispersão, uma vez que as montanhas oceânicas, isto é, as dorsais, são cada vez mais numerosas e mais altas. Nesta figura estão ilustrados os dois megaciclos eustáticos que, actualmente, são denominados ciclo eustáticos de 1a ordem, que se desenvolveram durante o Fanerozóico. O mais antigo é o ciclo eustático de 1a ordem que induziu o depósito dos sedimentos que constituem o Paleozóico. Ele está associado com a ruptura do supercontinente Protopangéia (ou Rodínia) e com a evolução dos continentes que ela individualizou. O segundo megaciclo corresponde ao ciclo de 1^a ordem associado à ruptura do supercontinente Pangeia que induziu os depósitos do Mesozóico / Cenozóico. Dentro de cada um destes ciclos reconhece-se uma fase transgressiva que corresponde a uma subida do nível do mar eustático, que inunda sobre continentes e uma fase regressiva que é caracterizada por uma descida do nível do mar eustático, a qual exuma uma parte significativa dos continentes. Os ciclos eustáticos de 1^a ordem ou megaciclos eustáticos induzem o depósito dos ciclos estratigráficos de invasão continental, dentro dos quais uma fase transgressiva de geometria retrogradante e uma fase regressiva de geometria progradante se podem, facilmente, reconhecer.

(*) A tectonicoeustasia é controlada pelas variações de volume das bacias oceânicas, enquanto que a glacioeustasia é controlada pelas variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo. A geoidaleustasia é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre. A dilatação térmica dos oceanos (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta) ou elevação estérica do nível do mar pode ser um factor importante das variações do nível do mar absoluto.

(**) A dilatação térmica é o principal factor das mudanças estéricas (salinidade é um factor menor) do nível do mar, o que quer dizer que o aumento estérico do nível do mar é uma medida do conteúdo total de calor dos oceanos.

Megaparsec (Mpc)...............................................................................................................................................................................................................Megaparsec

Mégaparsec / Megaparsec / Megaparsec (eine Millionen Parsec) / Megaparsec (一百万parsecs) / Мегапарсек / Megaparsec (uno milioni parsec) /

Unidade de comprimento (C) utilizada na astronomia, equivalente a um milhão de parsec (Mpc). Um parsec é, mais ou menos, igual a 31 mil biliões de quilómetros (10¹² km) ou aproximadamente 3,26 anos luz. Mais rigorosamente, um parsec é igual a 30,857 x 10¹⁶ metros, 1,9174 x 10¹³ milhas ou 3,26156 anos luz.

Ver: « Universo Inflacionário »
&
« Big Bang (teoria) »
&
« Universo (primitivo) »

O Parsec (símbolo: pc) é uma unidade de distância usada em trabalhos científicos de astronomia para representar distâncias estelares. Equivale à distância de um objecto cuja paralaxe (diferença na posição aparente de um objecto visto por observadores em locais distintos) anual média vale um segundo de arco (1"). Devido à definição da paralaxe anual, o parsec também pode ser entendido como a distância à qual se deveria situar um observador para ver uma unidade astronómica (UA) - equivalente à distância da Terra ao Sol - sob o ângulo de um segundo de arco. A paralaxe anual é definida como a diferença de posição de uma estrela com vista da Terra e do Sol. Como não podemos ver a estrela do Sol, a observação é feita entre dois pontos opostos da órbita da Terra e o resultado dividido por 2. O parsec é a distância para a qual a paralaxe anual é de um segundo de arco ou arcseg. Um parsec é igual a 3,26 anos-luz. A palavra parsec surgiu da contracção das palavras "paralax" (paralaxe) e "second" (segundo). Dyson (1913) sugeriu o nome astron, mas disse que Carl Charlier propôs o termo siriómetro e que Herbert Hall Turner sugeriu parsec, o qual acabou por se tornar o nome da unidade. Uma vez que o método de paralaxe é a técnica fundamental para a calibração das distâncias astronómicas, o parsec é a unidade de distância mais usada em publicações astronómicas profissionais. A vantagem do seu uso deve-se a que a distância (d) de uma estrela, em parsecs, pode ser, directamente, obtida da paralaxe (π) por meio da fórmula: (d = 1 / π). Artigos de divulgação científica e jornais, contudo, preferem usar uma unidade mais intuitiva: o ano-luz (unidade de medida utilizada em astronomia e corresponde à distância percorrida pela luz em um ano, no vácuo). A luz desloca-se a uma velocidade de aproximadamente 300 mil km/s percorrendo 9,46 triliões (10¹²) km por ano entre os astros. Assim, a distância de Alfa Centauro até nós equivale a 4,2 anos-luz (40 triliões / 9,46).

Megaplâncton................................................................................................................................................................................................................Megaplankton

Mégaplancton / Megaplancton / Megaplankton / Megaplankton (大于或等于 2000 微米大小的浮游有机体) / Макропланктон / Megaplankton (organismi planctonici che sono maggiori o uguali a 2000 micrometri in termini di dimensioni) /

Conjunto de organismos planctónicos com dimensões iguais ou superiores a 2000 micrómetros.

Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »

Plâncton é muitas vezes descrito em termos de dimensão. Geralmente, as seguintes divisões são utilizadas : (i) Megaplâncton, com dimensões superiores a 2 × 10^-2 m ; metazoários, tais como medusas, ctenóforos, salpas e pirosomas (Tunicata pelágico), Cephalopoda ; (ii) Macroplâncton, com dimensões entre 2 × 10^-3 e 2 × 10^-2 m ; metazoários, como, por exemplo, Pteropodos, Chaetognaths, Euphausiacea, medusas ; ctenóforos; salpas, doliolids e pirosomas, Cephalopodos ; (iii) Mesoplâncton, com dimensões entre 2 × 10^-4 e 2 × 10^-3 m; metazoários, como por exemplo, copépodos, medusas; cladoceras, ostracodos, chaetognaths; pteropodos; Tunicata, heteropodos, etc ; (iv) Microplâncton, com dimensões entre 2 x 10^-5 e 2 × 10^-4 m, como os grandes protistas eucarióticos ; muito do fitoplâncton, protozoários (foraminíferos), ciliados, rotífera, metazoários juvenis (crustáceos), etc ; (v) Nanoplâncton, com dimensões entre 2 × 10^-6 e 2 × 10^-5 m, como pequenos protistas eucarióticos, pequenas diatomáceas, pequenos flagelados, Pirrophitas, Chrysophitas, Chlorophitas ; Xanthophitas, etc ; (vi) Picoplanctôn, com dimensões entre 2 × 10^-7 e 2 × 10^-6 m, como pequenos protistas eucarióticos, bactérias, Chrisophitas, etc ; (vii) Femtoplâncton, com dimensões inferiores a 2 × 10^-7 m, como os de vírus marinhos. O plâncton é, geralmente, subdividido em: (a) Fitoplâncton, formado, principalmente, por algas microscópicas ; (b) Ictioplâncton, formado por formas larvares ou juvenis do nécton com pouca locomotividade ; (c) Zooplâncton, formado por animais. O zooplâncton pode ser dividido em dois principais grupos: (1) Holoplâncton e (2) Meroplâncton. O zooplâncton é composto por aqueles animais que passam toda a sua vida no plâncton. No plâncton marinho os principais componentes do holoplâncton são os Copépodos (ver figura semelhante a um camarão) que podem ter os mais variados hábitos alimentares, desde herbívoros até carnívoros ou detritívoros. Os Quetognatos que são organismos, exclusivamente, planctónicos. O Meroplâncton é o plâncton composto por animais que passam apenas uma fase (geralmente a larval) de sua vida ao sabor das correntes. As larvas podem vir a fazer parte do nécton (no caso das larvas de peixes) ou do bentos (como, por exemplo, a maioria das larvas meroplanctónicas).

Megassequência......................................................................................................................................................................................................Megasequence

Mégaséquence / Megasecuencia / Megasequenz / Megasequence (地层） / Мегасеквенция / Megasequence (stratigrafia) /

O termo megassequência é, neste glossário, substituído por ciclo estratigráfico de invasão continental, uma vez que ele não corresponde de maneira nenhuma a um grande ou enorme ciclo sequência como o prefixo “mega” sugere. Uma megassequência ou seja um ciclo estratigráfico de invasão continental é um intervalo sedimentar depositado durante ciclo eustático de 1^a ordem.

Ver: « Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »
&
« Ciclo Sequência »

Na estratigrafia sequencial cada ciclo eustático (ciclo das variações do nível do mar absoluto * ou do nível do mar relativo) induz um ciclo estratigráfico. Como há, basicamente, três ciclos eustáticos 1^a, 2^a e 3^a ordem (os outros são ciclos de alta frequência e paraciclos), em função do tempo de duração (respectivamente, duração maior que 50 My, entre 3-5 e 50 My e entre 0,5 e 3-5 My), existem três ciclos estratigráficos principais associados : (i) Ciclos de Invasão Continental, induzidos pelos ciclos eustáticos de 1^a ordem ; (ii) Subciclos de Invasão Continental, induzidos pelos ciclos eustáticos de 2^a ordem e (iii) Ciclos Sequência, induzidos pelos ciclos eustáticos de 3^a ordem. Os intervalos sedimentares depositados durante os ciclos eustáticos de alta frequência são, obviamente, considerados os ciclos estratigráficos de alta frequência. A antiga megassequência de P. Vail, corresponde ao ciclo estratigráfico de invasão continental. O tempo total de um ciclo estratigráfico corresponde bem ao tempo de duração do ciclo eustático equivalente, mas não ao tempo de deposição. O tempo total de deposição é muito inferior ao tempo total do ciclo eustático. Certos geocientistas disseram mesmo que a história da Geologia se assemelha a um queijo suíço tipo Emmental, que, por vezes, têm mais buracos do que queijo, o que quer dizer, que na Geologia, os períodos de calma, em que nada se passa, são muito mais longos que os períodos de actividade, quer ela seja sedimentar ou tectónica. Foi por isso que Sadler (1982) introduziu o conceito de “completude” que enfatiza a razão entre o tempo de deposição real e o tempo geológico total entre os limites do intervalo depositado e mostrou que o tempo de deposição é inversamente proporcional à taxa de sedimentação, ou seja, mais a taxa de sedimentação é alta é mais curto é período de deposição. Comparando a curva dos ciclos eustáticos de 1^a ordem (curva longo termo lisa) com o mapa da dispersão dos continentes do Fanerozóico, é fácil constatar que os períodos de subida do nível do mar eustático ou absoluto (ingressão marinha importante) parecem correlacionar com a dispersão dos continentes, que seguiu a ruptura dos supercontinentes. Da mesma maneira, as descidas do nível do mar eustático correlacionam com os períodos de colisão e aglutinação dos continentes que formam os supercontinente. As descidas de 1a ordem do nível do mar eustático correspondem as épocas de formação dos supercontinentes: (i) Depressão do nível do mar eustático entre o Pérmico / Triásico, há cerca de 250 Ma ; (ii) Depressão do nível do mar eustático no Pré-Câmbrico, há cerca de 590 Ma e (iii) Depressão do nível do mar eustático no Proterozóico Inicial, há cerca de 2,2 Ga, que não está ilustrada nesta figura. Um ciclo de invasão continental (antiga megassequência dos geocientistas da EPR, “Exploration Production Research” da Exxon), que é limitado entre duas discordâncias associadas à formação dos supercontinentes, é formado por subciclos de invasão continental, os quais, por sua vez, são formados por ciclos sequência, que são os blocos de construção ou os tijolos da Estratigrafia Sequencial. A diferença de idade entre as discordância que limitam um ciclo sequência é, teoricamente, inferior a 5 My, uma vez que ele é induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem. Por sua vez, um ciclo-sequência é formado por paraciclos-sequência, os quais, como o seu nome indica, são induzidos por paraciclos eustáticos, isto é, por subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas ou incrementos de uma ingressão marinha composta) sem descidas entre elas. Não esqueça que para haver deposição, tem que haver aumento do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) a montante do rebordo da bacia (à excepção dos cones submarinos) e que a deposição (ao nível de um ciclo-sequência) se faz durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem entre as subidas relativas do nível do mar (paraciclos eustáticos), ou seja entre as ingressões marinhas. Como uma subida do nível do mar, em geral, se faz, por uma sucessão de pequenas subida, igualmente, uma ingressão marinha se faz, em geral, por uma sucessão de pequenas ingressões marinhas, sem descidas relativas do nível do mar entre elas.

(*) O nível do mar eustático ou absoluto é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual é controlado pela glacioeustasia, tectonicoeustasia, geoidaleustasia e pela dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, o qual é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento).

Megassutura................................................................................................................................................................................................................................Megasuture

Mégasuture / Megasutura / Megasuture (Tektonik) / Megasuture（构造） / Мегастык / Megasutura (Tettonica) /

Região móvel da Terra (cadeias de montanhas dobradas e falhadas) que testemunha a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes. O termo megassutura foi utilizado pela primeira vez, em 1975, por A. Bally. Embora os regimes tectónicos compressivos associados com as zonas de subducção sejam predominantes na formação de uma megassutura, os regimes em extensão e a formação de bacias sedimentares desempenham, também, um papel importante.

Ver: « Subducção do Tipo-A (Ampferer) »
&
« Supercontinente »
&
« Cratão »

A megassutura do Cenozóico / Mesozóico, ilustrada nesta figura, é, como diz A. Bally (1980), o produto integrado de todos os processos de subducção que são contemporâneos do alastramento oceânico do Mesozóico / Cenozóico. A megassutura do Mesozóico / Cenozóico abrange as cinturas dobradas, assim como as bacias sedimentares que elas transportam (“piggyback basin” dos geocientistas americanos). A megassutura do Mesozóico / Cenozóico pode ser visualizada como um orógeno flutuador ou como sedimentos deformados e fragmentos da crusta terrestre que foram, mecanicamente, separados das suas raízes. Três megassuturas são normalmente consideradas: a) Megassutura do Pré-Câmbrico ; b) Megassutura do Paleozóico e c) Megassutura do Mesozóico / Cenozóico. Os limites mais importantes de uma megassutura são: (i) Zonas de subducção de tipo-B (ou de Benioff), que coincidem com a subducção da litosfera oceânica ; (ii) Zonas de subducção de tipo-A (ou de Ampferer) que são limites externos de continentes adjacentes a cinturas dobradas, onde uma certa quantidade de litosfera continental parece desaparecer, em profundidade, por um mecanismo parecido com a subducção ; (3) Limites dominados por uma tectónica de deslizamento (como, por exemplo, na Califórnia) ; (iv) Limites mal definidos por intrusões félsicas* (como na China, Mongólia e Sibéria). Uma megassutura pode ser considerada como uma sutura formada por uma colisão Continente/Continente (entre dois continentes) ou Continente/Arco Vulcânico (entre um continente e um arco vulcânico, criado por uma zona de subducção do tipo-B) com uma mobilização, mais ou menos, importante do substrato granito metamórfico. A megassutura do Mesozóico/Cenozóica aqui ilustrada, engloba todos os corpos geológicos associados aos fenómenos de subducção (tipo-A e -B) que ocorreram desde o Pérmico/Triásico até hoje. Ela representa a resposta ao alastramento oceânico que acompanhou a dispersão (causa ou efeito) dos continentes formados pela ruptura do supercontinente Pangeia. A megassutura do Mesozóico/Cenozóico engloba todos os produtos da actividade orogénica e ígnea posteriores à ruptura do supercontinente Pangeia e bacias sedimentares associadas, em particular as bacias epissuturais e cadeias de montanhas. Como se pode constatar no mapa da megassutura do Mesozóico/Cenozóico, ilustrado nesta figura, actualmente, a megassutura do Paleozóico consiste, exclusivamente, de crusta continental e de zonas de subducção de tipo-A (Ampferer). Esta ausência de crusta oceânica do Paleozóico é explicada por um mecanismo de subducção de tipo-B (Benioff) muito intenso que teriam consumido quase toda a crusta oceânica dessa idade. Igualmente, a zona orogénica que constitui a megassutura do Pré-Câmbrico não mostra, também, evidência de crusta oceânica do Arqueozóico. Bally utilizou o conceito de megassutura para classificar os diferentes domínios da subsidência. Assim, ele dividiu as bacias sedimentares em dois grandes grupos: (i) Bacias associadas à formação de nova crusta continental (cratónicas, tipo rifte e margens continentais do tipo Atlântico e do tipo não Atlântico) e (ii) Bacias associadas à formação das megassuturas, nas quais ele considerou duas famílias: (a) Bacias Perissuturais, quer isto dizer, formadas na periferia da megassutura (bacia de antearco, bacia de antepaís, etc.) e (b) Bacias Epissuturais, isto é, as bacias formadas dentro da megassutura (bacia interna ao arco, bacia panónica, bacia mediterrânea, cadeia de montanhas, etc.). O conceito de megassutura é baseado nos princípios básicos da Tectónica das Placas, os quais se podem resumir: 1) A camada externa e rígida da Terra, é um mosaico de placas tectónicas que se deslocam umas em relação às outras ; 2) As placas nascem ao nível das dorsais médias oceânicas e flutuam sobre a astenosfera ; 3) As placas afastam-se sem deformar.; 4) A nova crosta oceânica afasta-se, continuamente, do eixo das dorsais médio oceânicas e ao aproximar-se dos continentes, ela é destruídas ao longo das zonas de subducção de tipo-B ; 5) Os continentes são, geralmente, considerados como objectos passivos veiculados pelo alastramento do fundo oceânico ; 6) Os continentes ou blocos da crusta continental podem colidir e criar continentes de grandes dimensões ; 7) Os limites das placas são constituídos por dorsais, zonas de subducção e falhas transformantes ; 8) A energia interna do globo dissipa-se nos limites das placa ; 9) Os movimentos relativos das placas são regidos pelas leis matemáticas da cinemática sobre uma esfera.

(*) Engloba minerais silicicatados, magmas e rochas ricos em elementos leves como o silício, oxigénio, alumínio de potássio. O termo félsico é uma combinação das palavras feldspato e sílica.

Meiofauna...............................................................................................................................................................................................................................................Meiofauna

Méiofaune / Meiofauna / Meiofauna / 小型动物 / Мейофауна / Meiofauna /

Pequenos invertebrados bênticos que vivem em ambientes de água fresca ou salgada. O termo meiofauna não corresponde a um grupo taxonómico definido, uma vez que ele caracteriza um grupo de organismos pelo tamanho, maior do que o da microfauna e mais pequeno do que o da macrofauna.

Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »

A fauna é toda a vida animal de uma determinada região ou época. O termo correspondente para as plantas é flora. Os zoólogos e paleontólogos usam o termo fauna para designar uma colecção típica de animais encontrados num determinado momento ou lugar (ex : a fauna dos shales de Burgess ou a fauna do Deserto de Sonora). A fauna pode ser subdividida em: (i) Infauna, que engloba os animais aquáticos que vivem no substrato de um corpo de água, especialmente, num fundo do mar não consolidado ; (ii) Epifauna (ou epibentos), que engloba os animais aquáticos que vivem sobre o substrato de fundo ou dentro dele, o que quer dizer que a fauna bentónica vive em cima da superfície sedimentar do fundo do mar ; (iii) Macrofauna engloba os são organismos bentónicos ou organismo que vivem no solo e que são retidos numa peneira com uma malha de 0,5 mm ; nos estudos do fundo do mar a macrofauna é definida como os animais que são retidos numa peneira de 0,3 milímetros de malha, o que entra em linha de conta com o pequeno tamanho de muitos dos táxons ; (iv) Megafauna, que engloba os grandes animais de uma determinada região ou época, como, por exemplo, a megafauna australiana ; (v) Meiofauna, que engloba pequenos invertebrados bentónicos que vivem em ambientes marinhos e de água doce ; o termo meiofauna é muito vago, uma vez que ele define um grupo de animais pelos por seu tamanho, maior que a microfauna, mas menor do que macrofauna, e não um grupo taxonómico ; o ambiente ideal para a meiofauna é entre os grãos de areia húmida (Mystacocarida) ; na prática, eles são animais metazoários que pode passar ilesos por uma malha de 0,5-1 mm, mas que são retidos mantida por uma malha de 30 - 45 μm, mas as dimensões exactas variam com os autores (para que um organismo passe por uma malha de 1 mm depende, também, se ele está vivo ou morto) ; (vi) Mesofauna, que engloba os invertebrados macroscópicas do solos, como, por exemplo, artrópodes, minhocas, nematóides, etc. ; (vii) Microfauna, que engloba animais microscópicos ou muito pequenos, como protozoários e rotíferos.

Merobentos.................................................................................................................................................................................................................................Merobenthos

Mérobenthos / Merobentos / Merobenthos (am unteren Rand des Meeres) / Merobenthos（近海底）/ Меробентос / Merobenthos (vicino al fondo del mare) /

Organismos sazonais bentónicos, que são planctónicos apenas em certas fases do seu desenvolvimento (holobentos quando passam toda a vida como planctónicos). Estes organismos planctónicos são incluídos no meroplâncton. Nos merobentos estão também incluídos organismos que em condições desfavoráveis do ano (inverno, por exemplo) se estabelecem no fundo do mar.

Ver:« Bentos »
&
« Mesobentoos »
&
« Meiofauna »

Em biologia marinha e limnologia, chama-se bentos aos organismos que vivem no substrato, fixos ou não, em oposição aos pelágicos, que vivem, livremente, na coluna de água. Os bentos ou organismos bentónicos são aqueles animais que vivem associados ao sedimento, quer marinho, quer das águas interiores, como, por exemplo, os corais (colónias que crescem nos mares e podem formar recifes de grandes dimensões que têm um ecossistema com uma biodiversidade e produtividade extraordinárias). O bentos subdivide-se em: (i) Fitobentos, como as macroalgas, algumas microalgas e as plantas aquáticas enraizadas e (ii) Zoobentos, como os animais e muitos protistas bentónicos. Dentro dos zoobentos pode considerar-se: (a) Macrofauna, que engloba os animais visíveis a olho nu, como a maior parte dos caranguejos, equinodermes, larvas de insectos, vermes oligoquetas e algumas espécies de peixes ; (b) Meiofauna, que engloba os animais que vivem, permanentemente, enterrados no sedimento, quer livres, quer dentro de estruturas por eles construídas, como muitos moluscos, amêijoas, e vários tipos de vermes e (c) Microfauna, que engloba os animais microscópicos que se desenvolvem sobre o substrato, (principalmente protistas). Os bentos podem ainda subdividir-se em: (1) Holobentos, que vivem nas profundezas do mar em todas as fases do ciclo de vida ; (2) Merobentos, que são bentónicos durante a fase adulta, mas planctónicas durante a fase larvar ; (3) Epibentos, que vivem na superfície do fundo do mar ou de um lago ; (4) Endobentos, que vivem no interior dos sedimentos que formam o fundo do mar ou dos lagos (ex: arenículas) ; (5) Mesobentos que engloba os organismos marinhos encontrados no fundo do mar, entre as partículas sedimentares, especificamente na área arquibêntica, entre 200 e 1000 m de profundidade. Segundo a sua mobilidade, os bentos podem subdividir-se em : (A) Sésseis, que não se deslocam voluntariamente do seu local de fixação (viverem enterrados no substrato), como as macroalgas, ostras, esponjas, etc. e (B) Vágeis, que se deslocam pelos seus próprios meios.

Meroepipelágico (organismo)..........................................................................................................................................................Meroepipelagic

Méroépipélagique (organisme) / Meroepipelágico (organismo) / Meroepipelagic (Teil ihres Lebens in der epipelagic Zone) / Meroepipelagic（在epipelagic带他们生活的一部分） / Мероэпипелагический (организм) / Meroepipelagic (parte della loro vita nella zona epipelagica) /

Organismo que passa, unicamente, uma parte da sua vida na zona epipelágica. Com exemplo deste tipo de organismo podemos citar os peixes que passam a vida de adulto na zona epipelágica, mas que desovam em águas costeiras (arenque, o tubarão-baleia, golfinho, etc.) ou em água doce, como o salmão.

Ver: « Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »
&
« Oceano Costeiro »

Nesta figura estão ilustrados peixes meroepipelágicos, isto é, peixes que passam, unicamente, uma parte da sua vida na zona epipelágica. O nécton oceânico é composto por uma grande variedade de peixes ósseos, tubarões, raias e, em menor medida, mamíferos e répteis. Os únicos invertebrados que podem ser considerados como nécton são os moluscos cefalópodes. Os peixes que passam toda a sua vida na zona epipelágica são denominados holoepipelágico. Entre eles podemos citar os tubarões de ponta branca, atum de barbatana amarela, marlin listrado, etc. Os peixes que passam, unicamente, uma parte das suas vidas na zona epipelágica são denominados meroepipelágicos. Este grupo é mais mais diversificado e inclui os peixes que passam a vida adulta na zona epipelágica, mas que desovam nas águas costeiras (arenque, o tubarão-baleia, golfinho, etc.), ou em água doce (salmão). A maioria dos peixes tem uma de bexiga natatória cheia de gás. Por outro lado, como a maioria dos peixes pode regular a quantidade de gás na bexiga, eles podem controlar sua flutuabilidade. As cavidades cheias de gás (pulmões) ajudam a flutuar todos os animais nectónicos que respiram. Outros meios utilizados pelos mamíferos marinhos para aumentar a flutuabilidade são a redução óssea e a presença de uma camada de lípidios (óleos ou gorduras). Grandes quantidades de lípidios também existem nos peixes nectónicos que não têm bexigas natatórias (tubarões, cavalas, bonitos, etc.). Além destes meios estáticos de criação de flutuabilidade, alguns animais nectónicos têm mecanismos hidrodinâmicos para produzir flutuabilidade durante o movimento, como as barbatanas quer peitorais quer caudais (cauda heterocercal). Os peixes têm dois tipos de barbatanas : (i) Pares, que são as peitorais (com a base atrás das aberturas branquiais) e pélvicas ou ventrais (localizadas à frente do ânus) e (ii) Ímpares : dorsais (podem ser até três, situadas no dorso), caudal (por vezes lobada, na extremidade posterior do corpo) e anal (na região ventral, atrás do ânus).

Meroplâncton..................................................................................................................................................................................................................Meroplankton

Méroplancton / Meroplancton /Meroplankton (teilweise planktonischen) / Meroplankton (部分浮游) / Меропланктон / Meroplankton (parzialmente planctonicos) /

Organismos que são plantónicos, unicamente, durante uma parte da sua vida, principalmente, durante o estágio larvar, como, as larvas de ouriços, estrelas do mar, crustáceos, vermes marinhos, alguns gastrópodes marinhos e muitos peixes. Depois do período planctónico, os organismos meroplanctónicos evoluem como nécton ou adoptam uma estilo de vida bêntico (por vezes séssil) no fundo do mar.

Ver: « Bentos »
&
« Nécton »
&
« Bentónico (organismo) »

Em biologia marinha, chama-se meroplâncton ao conjunto das formas planctónicas que podem desenvolver-se e vir a fazer parte do nécton, como é o caso das larvas e juvenis de peixes ou cefalópodes, ou do bentos, de que fazem parte os equinodermes, anelídeos e muitos crustáceos, como as lagostas e os caranguejos. As formas planctónicas que passam toda o seu ciclo de vida no plâncton, como os copépodes e outros crustáceos planctónicos, constituem o holoplâncton. O plâncton é o conjunto dos organismos que têm pouco poder de locomoção e vivem, livremente, na coluna de água (pelágicos), sendo muitas vezes arrastados pelas correntes oceânicas. O holoplâncton ao conjunto dos organismos que passam todo o seu ciclo de vida na coluna de água, fazendo parte do plâncton. Fazem parte deste grupo, não só animais característicos do zooplâncton, como os copépodes, que chegam a 70% de todo o zooplâncton, e outros crustáceos, alguns moluscos, como os pteródopes, e mesmo cordados, como as salpas e apendiculários Urochordata, mas também muitos protozoários. Entre estes, encontram-se formas que, por vezes, são consideradas parte do fitoplâncton, como os dinoflagelados, mas também os foraminíferos, cujas conchas formam grandes depósitos de sedimentos calcários nos fundos oceânicos. Ao contrário do meroplâncton, as fases larvares destes animais fazem, igualmente, parte do holoplâncton. Note que o plâncton é subdividido em: (i) Fitoplâncton, formado, principalmente, por algas microscópicas ; (ii) Ictioplâncton, formado por formas larvares ou jovens do nécton com pouca locomotividade e (iii) Zooplâncton, formado por animais. Com exemplo de organismos meroplanctónicos podem citar, peixes, moluscos, mexilhões, percebas, camarões e esponjas. Algumas larvas de meroplâncton assemelham-se adultos, como certos peixes, mas outros não, como, por exemplo, as percebas.

Mesa..............................................................................................................................................................................................................................................................................................Mesa

Mesa / Mesa / Mesa (Geologie) / 梅萨（地质） / Плато, плоскогорье / Mesa (Geologia) /

Resíduo de erosão, típico das plataformas estáveis, associado às formações geológicas resistentes e caracterizado por uma morfologia, relativamente, plana na parte superior. Uma mesa é mais pequena do que um planalto, mas maior do que um cômoro ( cabeço com o topo aplanado).

Ver : « Planalto »
&
« Peneplanície »
&
« Erosão »

Quando um soco, mais ou menos, horizontalizado, é coberto por um mar pouco profundo, deposita-se por cima dele uma série sedimentar horizontal. Esta série que é, relativamente, pouco espessa (2-3 km), quando comparada com a espessura do soco, forma uma plataforma estável. Nestas condições, um pequeno levantamento do soco com pouco ou mesmo nenhum basculamento, pode expor a cobertura sedimentar. Desde que esta cobertura sedimentar, que, em geral, é formada por uma alternância de arenitos e argilitos induzida pelas variações relativas do nível do mar, é exposta ao ar livre, numa região de clima árido, os agentes erosivos vão criar formas de erosão muito típicas. Como os horizontes argilosos são, em geral, pouco resistentes, e os arenitos, particularmente, os arenitos carbonatados (cimentados por calcite) são mais duros e resistentes, a erosão remove os intervalos menos resistentes deixando no topo uma cobertura protectora, formada por um intervalo resistente, o que forma um planalto, mais ou menos, horizontal. À medida que a erosão progride, é muito possível que ela individualize uma porção, mais ou menos, importante do planalto, isto é, uma mesa, como sugerido no esquema ilustrado nesta figura (em baixo à direita). Foi, provavelmente, desta maneira que se formou a Mesa de Gosseberry ilustrada na fotografia (em cima à esquerda). Como se pode constatar, os sedimentos da formação de Moenkopi, no estado de Utah (EUA), são, mais ou menos horizontais, e as camadas mais resistentes (função do tamanho dos grãos e da quantidade de calcário presente na matriz) formam pequenos cumes. O topo da mesa é formado pelos sedimentos da formação Online (Triásico Tardio), que sendo muita mais resistentes do que os sedimentos da formação Recobertos, resistem melhor aos agentes erosivos e formaram o topo do planalto. A erosão recuou, pouco a pouco, o bordo do planalto criando uma série de penhascos e escarpas até que uma parte do planalto ficou individualizada pela erosão (correntes) para formar a Mesa de Recobertos (como sugerido no esquema).

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Última actualização : Março, 2018