Mesa Abissal..........................................................................................................................................................................................................................Mesa abyssal
Mesa abyssale / Mesa abisal / Guyot / 海底平頂山 / Подводная гора с плоской вершиной / Guyot (rilievo sottomarino di origine vulcanica) /
Vulcão ou escoamento vulcânico submarino, que se levantou do assoalho oceânico e que tem uma morfologia, relativamente, plana.
Ver: « Mesa »
&
« Vulcão »
&
« Planície Abissal »
Contrariamente a uma "mesa" que, em sedimentologia, é uma estrutura resultante da erosão diferencial de uma plataforma estável, onde alternam horizontes resistentes e pouco resistentes aos agentes erosivos, uma mesa abissal é uma estrutura vulcânica intrusiva cujo topo é, mais ou menos, planar. Nesta maqueta do fundo do Oceano Atlântico equatorial, feita pela expedição alemã do Meteoro, entre 1925 e 1929, várias mesas abissais são propostas, em particular, entre a bacia abissal brasileira e argentina. É importante diferenciar os montes submarinos das mesas abissais, por vezes, chamadas, também, planaltos submarinos. Um monte submarino é uma montanha que se eleva-se do assoalhado oceânico, mas que não atinge a superfície do mar, o que quer dizer, que um monte submarino nunca forma uma ilha. Os montes submarinos, tipicamente, são vulcões extintos que se formam muito rapidamente e que, em geral, se elevam do assoalhado oceânico entre 1000 e 4000 metros. As mesas abissais são, em geral, pequenas províncias vulcânicas, isto é, pequenos planaltos vulcânicos. O planalto vulcânico das Kerguelen, localizado no oceano Índico, pode ser considerado como uma mesa vulcânica de grandes dimensões. Ele está, aproximadamente, a cerca de 3000 km do SO da Austrália e tem cerca de três vezes o tamanho do Japão. Esta mesa ou pequeno planalto abissal estende-se por mais de 2200 km segundo a direcção NO-SE, sob uma lâmina de água muito grande. As mesas abissais correspondem a ponto quentes (local na superfície da Terra que sofreu um vulcanismo activo durante um período geológico, relativamente, longo). Assim a mesa de Kerguelen, com as pequenas mesas abissais do oceano Atlântico Sul, estão associadas à ruptura do Gondwana que ocorreu à cerca de 130 Ma. À medida que as placas litosféricas com os seus continentes e assoalhado oceânico, passam por cima de um ponto quente, os vulcões com ele associados, deitam sobre a crusta oceânica ou continental uma grande quantidade de material vulcânico formando quer planaltos quer mesas abissais. O paradigma da tectónica das placas, é, de longe, a melhor explicação da maior parte das mesas abissais.
Mesa de Pergelissolo.....................................................................................................................................................................Permafroste table
Table du pergélisol / Tabla de permafrost / Permafrostspiegel / 多年冻土表 / Верхний горизонт вечной мерзлоты / Permafrost tavolo /
Limite superior do pergelissolo, isto é, do solo que tem uma temperatura de 0° C, ou inferior, durante dois ou mais anos. Sinónimo de Mesa de Permafroste.
Ver: « Mesa de Permafroste »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Glaciação »
Esta figura, baseada num esquema de R. G. Skinner, o qual utilizou os dados obtidos nas escavações da região à volta do lago de Kaminak (sudoeste de Nunavut, no norte do Canadá), mostra, claramente, as configurações típicas de uma superfície de pergelissolo, debaixo da camada de degelo estival. De cima para baixo, pode reconhecer-se: (i) A camada superficial composta de húmus, pedras e plantas ; (ii) A carapaça arenosa ; (iii) A camada siltosa saturada de água ; (iv) A mesa de pergelissolo estival ; (v) A camada siltosa gelada e (vi) As lentilhas de gelo. O pergelissolo sem água, e portanto sem gelo, é chamado pergelissolo seco. A superfície superior do pergelissolo é a mesa. Nas áreas de pergelissolo, o horizonte superficial do solo, que gela durante o inverno (terra sazonal gelada), mas que funde no verão, isto é, o horizonte sobrejacente ao pergelissolo, é o horizonte activo. A espessura deste horizonte depende, principalmente, da sua composição. Ele pode ter uma espessura inferior a uma dezena de centímetros quando os sedimentos são secos e ricos em matéria orgânica, e alguns metros quando os sedimentos são arenosos e com grande porosidade. É nesta camada que a vida vegetal é possível. A maior parte do pergelissolo está localizada a grandes latitudes, próximo dos pólos, mas existe também o pergelissolo alpino a baixa latitude, mas a grande altitude. A extensão do pergelissolo varia muito com as mudanças climáticas que afectaram e afectarão a superfície terrestre. A maior parte do Árctico está coberta de pergelissolo (incluindo, evidentemente, as áreas de pergelissolo descontínuo). Nas regiões onde o pergelissolo é contínuo e os invernos muito duros, como, por exemplo, na Sibéria, ao norte dos rios Lena e Yana, a espessura do pergelissolo podem atingir mais de 1000 metros. No hemisfério norte, a linha de pergelissolo contínuo é definida pelos pontos ao norte dos quais, algumas vezes, o pergelissolo funde ou é interrompido por regiões sem pergelissolo. Ao norte desta linha, todo a terra está coberta por pergelissolo ou gelo glaciar. Esta linha que passa ao norte de certas latitudes, pode, gradualmente, deslocar-se para o norte ou para o sul função das mudanças climáticas regionais e globais.
Mesa de Permafroste.................................................................................................................................................................Permafroste Table
Table de permafroste / Tabla de permafrost (capa permanente de hielo) / Permafrostspiegel / 多年冻土表 / Верхний горизонт вечной мерзлоты / Permafrost tavolo /
Profundidade do pergelissolo. Esta superfície, cuja temperatura máxima é de 0° C, está coberta pela camada activa, que gela no inverno, mas funde no verão, e onde uma certa vida vegetal é possível. Sinónimo de Mesa de Pergelissolo.
Ver: « Mesa de Pergelissolo »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Glaciação »
No hemisfério Norte, o permafroste ocupa, mais ou menos, 23 Mkm2, isto é, cerca de 24% da superfície do hemisfério. O permafroste ocorre desde cerca 84° N (no norte da Gronelândia) até 26°N (no Himalaia). O permafroste não é definido em função da composição dos solos, cobertura de neve ou localização mas, unicamente, em função da temperatura. Qualquer rocha ou solo que permaneça a uma temperatura inferior a 0° C pelo menos dois anos é um permafroste. O permafroste pode conter mais de 30% de gelo, ou, praticamente, não ter gelo nenhum. A compreensão e localização do permafroste não é, unicamente, importante na engenharia civil e arquitectura, ela é muito importante para melhor perceber as mudanças climáticas. Em termos de extensão o permafroste pode ser: (i) Contínuo ; (ii) Descontínuo ; (iii) Esporádico e (iv) Isolado. Como estes termos são puramente descritivos, os limites entre estas diferentes zonas de permafroste são muito vagos. A determinação da localização e extensão do permafroste pode, por vezes, ser muito difícil. Assume-se que a temperatura do solo é igual a temperatura do ar, mas elas podem ser muito diferentes, uma vez que, mesmo em áreas com uma temperatura média inferior a zero, o permafroste pode não existir. Como ilustrado nesta figura, muitas vezes debaixo dos glaciares, rios, lagos e correntes, o permafroste pode estar ausente, ou ter uma mesa de permafroste muito mais profunda, embora a temperatura do ar seja inferior a zero. Em certas partes do Alasca, como ilustrado neste esquema, o permafroste está a grande profundidade debaixo dos lagos profundos, a profundidade intermediária debaixo de pequenos lagos profundos e quase em superfície debaixo de lago pequenos e pouco profundos. Ele pode mesmo não existir debaixo de lagos de grande profundidade. Na pesquiza petrolífera, o conhecimento da profundidade da mesa de permafroste é crucial para interpretação e reprocessamento das linhas sísmicas, tiradas nessas áreas, uma vez que o permafroste introduz variações laterais da velocidade das ondas sísmicas.
Mesobentos.................................................................................................................................................................................................................................Mesobenthos
Mésobenthos / Mesobentos / Mesobenthos (Flora und Fauna leben am Boden der Tiefsee von 182 bis 914 m) / Mesobenthos（植物和动物生活在深海底部，从182到914中号） / Мезобентос / Mesobenthos (flora e fauna che vivono sul fondo del mare profondo tra 182-914 m) /
Todos os animais e plantas que vivem no fundo do mar a profundidades entre 200 e 1000 metros. Para certos geocientistas, os zoobentos são classificados em função das dimensões em: (i) Microbentos ; (ii) Meso ou Meiobentos e (iii) Macrobentos, o que torna o termos mesobento muito confuso.
Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Merobentos »
O funcionamento do ambiente marinho é similar ao de qualquer outro ecossistema do planeta. Existem organismos produtores, que sintetizam a matéria orgânica a partir da inorgânica. Isso pode ser feito pela fotossíntese, que utiliza a luz como fonte de energia, como ocorre com as macro e microalgas, bactérias fotossintetizantes e vegetais superiores marinhos, como as gramíneas marinhas existentes nas regiões costeiras. A outra forma é através de processos de quimiossíntese, em que a fonte de energia para síntese de matéria orgânica é obtida de alguns componentes inorgânicos. Este tipo de produção é a base, por exemplo, da cadeia alimentar das fontes termais submarinas. No nível seguinte estão os organismos consumidores, que se alimentam da biomassa dos produtores (herbívoros) ou de outros consumidores (carnívoros). Por último, existem os organismos decompositores, que decompõem a matéria orgânica novamente em compostos inorgânicos, fechando o ciclo dos materiais. Os decompositores são fundamentalmente constituídos pelas bactérias decompositoras. No ecossistema marinho existem diversas comunidades, isto é, grupos de organismos que ocupam um determinado habitat, e em cada comunidade existem organismos pertencentes a todas as categorias tróficas, ou seja, produtores, consumidores e decompositores. Nos oceanos, o bentos, que formam as comunidades bentónicas, representam os organismos que estão associados de alguma maneira ao substrato. Alguns são fixos (anémonas), outros enterrados (poliquetas), outros vágeis (caranguejos e linguados) que nadam apenas próximo ao fundo do mar. As comunidades planctónicas e nectónicas circulam pela água. A distinção entre plâncton e nécton é feita pela capacidade deles vencerem ou não as correntes. Os organismos do nécton (peixes e mamíferos marinhos,etc) são capazes de nadar contra a corrente, enquanto os organismos do plâncton são levados pelas correntes, embora tenham a capacidade de natação. Os organismos do plâncton são geralmente microscópicos ou muito pequenos, como, por exemplo, as microalgas do fitoplâncton. (http://www.comciencia.br/reportagens/litoral/lit02.shtml).
Mesopelágico (organismo)...................................................................................................................................................................................Mesopelagic
Mésopélagique (organisme) / Mesopelágico (organismo) / Mesopelagic (Living in Tiefen zwischen etwa 180 bis 900 m) / Mesopelagic （生活在水深约180米至900米之间) / Мезопелагический (организм) / Mesopelagico /
Organismo pelágico que vive entre 200 e cerca de 1000 metros de água, i.e., que vive entre a zona fótica epipelágica e a zona afótica batipelágica (onde não existe nenhuma luz).
Ver:« Pelágico (organismo) »
&
« Bentos »
&
« Fisiográfica (província) »
Os organismos mesopelágicos são os organismos que vivem na zona mesopelágica, que é a zona pelágica que se estende desde 200 m até cerca de 1000 m abaixo do nível do mar. A zona mesopelágica (o termo meso vem do grego è significa meio) está localizada entre, isto é, no meio da zona epipelágica fótica e da zona batipelágica afótica, onde não há praticamente luz. A pouca luz que ultrapassa a zona mesopelágica é insuficiente para a fotossíntese (processo através do qual as plantas, seres autotróficos, isto é que produzem seu próprio alimento, e alguns outros organismos transformam energia a luminosa em energia química transformando o dióxido de carbono, água e minerais em compostos orgânicos e oxigénio). Embora a temperatura varia menos do que na zona epipelágica, é na zona mesopelágica que se localiza a termoclina (variação brusca de temperatura em uma determinada profundidade do mar) com temperaturas que variam de cerca de 20° C na parte superior a cerca de 4° C na parte inferior. Peixes como o espadarte, lulas, enguias lobo, choco, e outras criaturas do mar meioprofundo vivem nesta zona e são considerados com organismos mesopelágicos. Quando o sonar começou a ser utilizado durante a Segunda Guerra Mundial, muitos operadores detectaram o fundo do mar a uma profundidade de 300-500 m durante o dia, mas mais próximo da superfície durante a noite. Com efeito, milhões de organismos, incluindo peixes e zooplâncton, ao entardecer, se deslocam para as partes menos profundas para se alimentarem de plantas microscópicas, onde o luz do sol penetra. Em noites de luar essa camada profunda permanece, embora os animais dentro dela respondam às nuvens que passam sobre a lua. Muitas espécies, incluindo medusas, lulas e crustáceos fazem parte destas migrações verticais, mas são, principalmente, os peixes que originam o eco que os operadores do sonar interpretaram como o fundo do mar. Este falso fundo do mar é conhecido hoje como a camada profunda de dispersão, a qual prova que é difícil e mesmo errado caracterizar os organismos, unicamente, em função da profundidade uma vez que eles podem migrar verticalmente centenas de metros.
Mesotema...................................................................................................................................................................................................................................................Mesothem
Mésothème / Mesotema / Mesothem (Stratigraphie) / Mesothem （地层） / Мезотема / Mesotema /
Unidade estratigráfica, com uma duração significativa, que corresponde a um ciclo de deposição. Na plataforma continental, um mesotema é, normalmente, limitado, em baixo e em cima, por discordâncias, mas os seus limites são definidos por pontos típicos na base das cronozonas dos sedimentos depositados em continuidade na bacia. Um mesotema é composto por vários ciclotemas. Um conjunto de mesotemas forma um sintema. Na estratigrafia sequencial, um mesotema corresponde, mais ou menos, a um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência.
Ver: « Ciclotema »
&
« Ciclo Sequência »
&
« Cronozona »
O termo ciclotema foi proposto por Weller (1958) para definir uma série de camadas depositadas durante um ciclo sedimentar de transgressões / regressões, ou seja, transgressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes, quer isto dizer, de subidas do nível do mar relativo em aceleração, e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e regressões sedimentares (ingressões marinhas, cada vez mais pequenas, quer isto dizer, de subidas do nível do mar em desaceleração e de regressões sedimentares cada vez mais importantes), como as camadas de carvão do Pensilvaniano associadas às plataformas instáveis ou às bacias cratónicas, onde as transgressões sedimentares e regressões sedimentares alternaram. Os ciclotemas do Pensilvaniano depositaram-se devido a uma topografia, extremamente, plana das bacias cratónicas, várias vezes cobertas pelo mar, razão pela qual elas nunca foram cobertas por gelo. Desde o advento da estratigrafia sequencial os termos sintema, mesotema e ciclotema são pouco utilizados. Eles estão associados ao método biostratigráfico, isto é, a um conjunto de processos geológicos, que promove e facilita a integração multidisciplinar dos dados paleontológicos, geológicos e geofísicos e que conduz a um padrão funcional de correlações. A base deste método biostratigráfico é o reconhecimento de uma unidade estratigráfica chamada "Biotema", que não é outra coisa que um corpo sedimentar: (i) Limitado a montante, isto é, próximo da linha da costa, por discordâncias, que podem ser reconhecidas por fósseis (contudo uma discordância só se pode datar em água profunda onde o hiato é mínimo) ; (ii) Conforme com os biotemas sobrejacente e subjacentes no seu máximo desenvolvimento, que, idealmente, é na plataforma ; (iii) Quando aplicável, conforme ou limitado por superfícies de sem deposição e / ou de erosão submarina (a jusante do rebordo da bacia) ou equivalente afamado (depositado em condições de fraca taxa de sedimentação) e (iv) Caracterizado por uma sucessão coerente de depósitos de fácies (termo utilizado por Gressly, em 1838, para exprimir uma litologia e fauna associada, o qual actualmente, perdeu muito de seu significado original, uma vez que certos geocientistas, particularmente os geocientistas americanos o usam para exprimir a forma, aspecto e condições de depósito, isto é, praticamente, como sinónimo de ambiente sedimentar). Os biotemas são unidades práticas com definições e graus de refinamento dependentes, unicamente, da qualidade e disponibilidade dos controlos biostratigráficos. Idealmente, cada biotema, e, em particular, os mesotemas e ciclotemas são interpretados como tendo sido depositados em relação e, provavelmente, equivalentes a um ciclo de transgressões sedimentares/regressões sedimentares. Os biotemas representam hierarquias estratigráficas conceptuais. Num hierarquia decrescente, em geral, consideram-se três tipos de biotemas: (a) Sintemas, quer isto dizer, um conjunto de entidades interactivas e interdependentes, reais ou abstractas, que formam um todo ; (b) Mesotemas, isto é, uma unidade estratigráfica, com uma duração/tempo significativa, que corresponde a um ciclo de deposição (na plataforma continental, um mesotema é, normalmente, limitado, em baixo e em cima, por discordâncias, mas os seus limites são definidos por pontos típicos na base das cronozonas dos sedimentos depositados em continuidade na bacia) e (c) Ciclotemas, ou seja, unidades litostratigráficas informais equivalente a uma formação geológica. Pode dizer-se que existem duas hipóteses concorrentes para explicar os ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos de alta frequência (4a ordem ou superior), que muitas vezes formam os ciclotemas, nos quais o tempo de deposição de cada horizonte rochoso, raramente, ultrapassa 1 My. A primeira hipótese é baseada na glacioeustasia: os glaciares são capazes de causar mudanças rápidas no nível do mar que podem ser reconhecidas no registro das rochas e certos geocientistas pensam mesmo que muitos dos depósitos de carvão do Carbonífero foram induzidos pelo espessamento e adelgaçamento dos glaciares ao longo de alguns milhões de anos. Outros geocientistas propuseram o efeito de pêndulo (deslocamento lateral dos lóbulos deltaicos), utilizando o moderno delta do Mississipi como análogo: um curso de água carrega os sedimentos para o golfo e deposita um lóbulo deltaico que, localmente, diminuiu a acomodação obrigando a corrente a procurar outro lugar para desaguar. Desde que o influxo de areia e silte é desviado do lóbulo, uma ingressão marinha, local, desenvolve-se por cima do lóbulo já depositado, e as eventuais plantas terrestres aí presentes, serão enterradas e podem, mais tarde, quando coberta por um outro lóbulos transformar-se em carvão. O novo canal da corrente transportará os sedimentos terrestres para formar um novo lóbulo deltaico, iniciando um novo ciclo de deslocamento (efeito de pêndulo).
Mesotrófico (lago)...............................................................................................................................................................................................................Mesotrophic
Mésotrophique (lac) / Mesotrófico (lago) / Mesotrophen See / 营养型湖泊 / Мезотрофное озеро / Lago mesotrofico /
Lago intermediário entre um lago oligotrófico e eutrófico. Um lago oligotrófico contém pouca concentração de nutrientes necessários para o crescimento das plantas e assim a produtividade do lago é pequena. Um lago eutrófico, ao contrário, é muito rico em nutrientes e tem um alta produtividade.
Ver: « Lago »
&
« Lago Temporário »
&
« Matéria Orgânica (tipos) »
Um lago mesotrófico contém uma quantidade média de nutrientes, sobretudo fósforo e azoto, e assim, praticamente, ele corresponde a um estágio intermediário, entre as situações extremas dos lagos oligotróficos e eutróficos. A produtividade de um lago mesotrófico varia entre 250 e 1000 mg de carbono por metro quadrado e por dia. Os lagos mesotróficos, como, por exemplo, os que se localizam no centro do estado do Minnesota (EUA) têm uma água clara com algumas algas no verão. Os lagos mesotróficos são excelentes para a pesca desportiva, uma vez que aí habitam uma grande variedade de peixes. Todos os lagos sofrem mudanças de temperatura importantes, o que faz que as suas características variem. Quando a temperatura da água aumenta, ela torna-se menos densa. Ao contrário, ela é mais densa quando a temperatura diminui (a excepção a esta regra é quando a água atinge o seu máximo de densidade a, aproximadamente, 4° C). No que diz respeito à mudança de temperatura da água em profundidade dentro de um lago (estratificação térmica), os lagos mesotróficos têm um comportamento muito diferente dos oligotróficos, uma vez que, no verão, eles se estratificam em várias camadas. A camada superior torna-se muito quente e com muitas algas. Assim, um algo mesotrófico enriquece-se em oxigénio resultante da fotossíntese. A camada inferior de um lago mesotrófico permanece fria e torna-se anóxica (pobre em oxigénio). Isto acontece devido ao facto, que os organismo, que morrem vão para o fundo do lago, onde se decompõem o que consome muito oxigénio. Uma vez que, no verão, a água do fundo do lago mesotrófico não se mistura coma água superficial, o fundo do lago não pode ser reabastecido em oxigénio. As implicações da falta de oxigénio são que nem os peixes nem qualquer outro organismo pode viver sem oxigénio, por conseguinte, no meio do verão, todos os peixes se deslocam para as camadas superiores ricas em oxigénio, o que agrada, naturalmente, aos pescadores desportistas. A introdução de novas espécies animais ou vegetais pode destruir os ecosistemas de um lago mesotrófico.
Mesozóico.......................................................................................................................................................................................................................................................Mesozoic
Mésozoïque / Mesozoico / Mesozoikum / 中生代 / Мезозо́ / Mesozoico /
Uma das Eras do Fanerozóico Eon, que durou de 245 Ma ate 66,4 Ma.
Ver: « Tempo Geológico »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Cretácico »
Como ilustrado nesta figura, o Mesozóico divide-se em três períodos: (i) Triásico, que durou, mais ou menos, 35 My, entre 245 e 208 Ma ; (ii) Jurássico, que durou, aproximadamente, 62 My, entre 208 e 146 Ma e (iii) Cretácico, que durou cerca de 81 My, entre 146 e 65 Ma. O Mesozóico, que em termos etimológicos significa vida média (animais), é o tempo durante o qual a fauna terrestre mudou de maneira drástica em relação à fauna do Paleozóico. Os dinossauros, que são talvez os organismos mais populares do Mesozóico, desenvolveram-se no Triásico, mas até ao Jurássico, não eram muito diversificados. À excepção das aves, os dinossauros extinguiram-se no fim do Cretácico. O Mesozóico foi, também, um tempo de grande mudança da vegetação terrestre. No início do Mesozóico, os fetos, cicades, ginkgófitas e outras plantas, que hoje não são muito comuns, eram predominantes. As gimnospérmicas modernas, como, por exemplo, as coníferas, apareceram com a sua forma mais reconhecida no início do Triásico. Cerca do meio do Cretácico, apareceram as primeiras angiospérmicas, que começaram a diversificar-se ultrapassaram todos os outros tipos de plantas. Em termos de estratigrafia sequencial, pode dizer-se que o Mesozóico corresponde, grosso modo, à subida eustática induzida pela dispersão dos continentes resultantes da ruptura do supercontinente Pangeia, quer isto dizer, à subida do nível do mar do ciclo eustático de 1a ordem, que começou com a ruptura da Pangeia. Foi a partir do Cenomaniano -Turoniano, que o nível eustático começou a descer. O Mesozóico corresponde, aproximadamente, à fase transgressiva do ciclo estratigráfico de invasão continental, o qual é caracterizado por intervalos sedimentares com uma geometria retrogradante, o que explica o aumento progressivo da lâmina de água de deposição, à medida que a extensão das plataformas continentais era cada vez maior. De maneira mais rigorosa, como dito antes para a subida do nível do mar, a partir do Cenomaniano/Turoniano, isto é, a partir da superfície da base das progradações SBP. 91,5 Ma, a geometria dos intervalos sedimentares do Mesozóico deixa de ser retrogradante para se tornar, predominantemente, progradante, uma vez que, globalmente, o nível do mar começou a descer.
Metano.....................................................................................................................................................................................................................................................................Methane
Méthane / Metano / Methan / 甲烷 / Метан / Metano /
É o hidrocarboneto mais simples, uma vez que ele é constituído por um carbono e quatro hidrogénios (CH4). O metano é o principal componente do gás natural.
Ver: « Gás »
&
« Gás Biogénico »
&
« Metano do Carvão »
O metano existe sob várias formas e em associações diversas, quer na atmosfera terrestre quer no subsolo. Actualmente, a concentração de metano na atmosfera é muito mais baixa do que era no início da história geológica, principalmente, devido ao aumento do teor de oxigénio. Ela era de cerca de 1745 ppb (parte por bilião, 109) em 1998, mas este valor é médio, uma vez, que a sua concentração é muito maior no hemisfério norte do que no hemisfério sul. É necessário ter em linha de conta a variação induzida pelas estações (ela é menor durante o verão, devido a remoção pelo seu radical hidróxido). A discrepância entre as concentrações ao norte e ao sul do equador, que muitos lóbis ecologistas esquecem, sistematicamente, afim de terem o apoio dos agricultores, é devido, evidentemente a produção de metano pelos ruminantes (o gado, em particular), culturas e homem. Isto é extremamente importante, uma vez que o metano, na atmosfera, é um gás a efeito de estufa (se efeito de estufa existir como normalmente definido), que tem um potencial de aquecimento de 25 em 100 anos, o que quer dizer, que as emissões de metano têm um impacto na temperatura que é 25 vezes superior ao impacto da mesma quantidade de dióxido de carbono (CO2) durante o mesmo período de 100 anos (outra coisa que os ecologistas esquecem). No subsolo, o metano existe sobretudo sob duas formas: (i) Sólida cristalina, nos clatratos (gás hidrato) e (ii) Gasosa, nos pântanos, carvão ou nos poros das rochas-reservatório dos campos petrolíferos. Embora certos especialistas digam que a quantidade de metano nos clatratos possa ser 100 vezes maior do que todas as reservas de gás convencional, até hoje, unicamente, quantidades de gás insignificantes foram produzidas a partir dos clatratos (produções que alguns geocientistas continuam a negar). De qualquer maneira, a maior parte das reservas de gás produzidas e a produzir, sem contar com o gás biogénico, estão associadas aos campos petrolíferos e elas resultam da catagénese da matéria orgânica das rochas-mãe. Nesta linha sísmica, reconhece-se (pelas anomalias de amplitude dos reflectores), um horizonte profundo de gás de catagénese e outro, superficial, induzido por gás biogénico.
Metano de Carvão (em camadas) .................................................................................................................................Coal Bed Methane
Méthane du charbon en couches / Metano de mantos de carbón / Coal Bed Methane (CBM) / 煤层气 / Метан угольных пластов / CBM (dall'inglese Coal Bed Methane) /
Metano produzido durante a carbonização da matéria orgânica vegetal. Contrariamente a matéria orgânica marinha (como a das algas), a matéria orgânica vegetal, quando enterrada, suficientemente, não gera petróleo, mas metano. Nos Estados Unidos, a produção do metano do carvão em camadas constitui cerca de 8% da produção de gás natural. Esta produção é, relativamente, difícil e dispendiosa, visto que ela implica, antes de tudo, a produção da água que preenche as fracturas do carvão. Durante a produção do metano, a produção de água, por vezes contaminada, pode tornar os projectos pouco ou não rentáveis
Ver : « Gás »
&
« Gás Biogénico »
&
« Metano »
No estado de Montana, nos Estados Unidos, criou-se uma grande controvérsia quando certas companhias petrolíferas anunciaram a provável produção de metano a partir das camadas de carvão, que ocorrem na parte Este do estado. Um tal anúncio significava uma boa coisa para os habitantes da região, uma vez que a produção de gás a partir do carvão em camadas forneceria energia para o aquecimento das habitações e da água. Por outro lado, um tal anúncio significava também, o que muitas pessoas esquecem, que a produção do metano implica uma produção enorme de água, que. muitas vezes, é poluída por um certo número de substâncias dissolvidas como, o arsénio. Quando o material vegetal é enterrado e transformado em carvão, a carbonização é acompanhada de uma produção de metano significativa. É a presença deste gás nas camadas de carvão que a causa as explosões nas minas de carvão que continuam a matar muita gente. Como nas camadas de carvão, uma grande quantidade de metano se encontra na água subterrânea que preenche as fracturas e os poros do carvão, a pressão geostática conserva o metano do carvão dissolvido da mesma maneira que a pressão conserva o dióxido de carbono numa garrafa de coca-cola fechada. Da mesma maneira que o gás se libera quando se abre uma garrafa de coca cola, desde que um poço atinge a camada de carvão, a pressão diminui, e a água e o metano sobem para a superfície, mas a água, que é muito mais abundante do que o gás tem que ser separada do gás.
Metano de Carvão em Camadas...............................................................................................................Coal Bed Methane
Gaz du charbon / Gas de carbón / Steinkohlengas, Coal bed methane / 煤层气 / Угольный метан / CBM, Gas illuminante /
Metano produzido durante a carbonização da matéria orgânica vegetal. Contrariamente a matéria orgânica marinha (como, a das algas), a matéria orgânica vegetal, quando enterrada, suficientemente, não gera petróleo, mas metano. Nos Estados Unidos, a produção do metano do carvão em camadas constitui cerca de 8% da produção de gás natural. Esta produção é, relativamente, difícil e dispendiosa, visto que ela implica, antes de tudo, a produção da água que preenche as fracturas do carvão. Durante a produção do metano, a produção de água, por vezes contaminada, pode tornar os projectos pouco ou não rentáveis.
Ver: « Gás »
&
« Gás Biogénico »
&
« Metano »
Recentemente, no estado de Montana, nos Estados Unidos, criou-se uma grande controvérsia quando certas companhias petrolíferas anunciaram a provável produção de metano a partir das camadas de carvão, que ocorrem na parte Este do estado. Um tal anúncio significava uma boa coisa para os habitantes da região, uma vez que a produção de gás a partir do carvão em camadas forneceria energia para o aquecimento das habitações e da água. Por outro lado, um tal anúncio significava também, o que muitas pessoas esquecem, que a produção do metano implica uma produção enorme de água, que, muitas vezes, é poluída por um certo número de substâncias dissolvidas como, por exemplo, o arsénio. Quando o material vegetal é enterrado e transformado em carvão, a carbonização é acompanhada de uma produção de metano significativa. É a presença deste gás nas camadas de carvão que a causa as explosões nas minas de carvão que continuam a matar muita gente. Como nas camadas de carvão, uma grande quantidade de metano se encontra na água subterrânea que preenche as fracturas e os poros do carvão, a pressão geostática conserva o metano do carvão dissolvido da mesma maneira que a pressão conserva o dióxido de carbono numa garrafa de coca-cola fechada. Da mesma maneira que o gás se libera quando se abre uma garrafa de coca cola, desde que um poço atinge a camada de carvão, a pressão diminui, e a água e o metano sobem para a superfície, mas a água, que é muito mais abundante do que o gás tem que ser separada do gás.
Metargilito.................................................................................................................................................................................................................................Meta-argillite
Métargillite / Metarcillita / Meta-Argillit / 变粘土质的 / Мета-аргиллит / Metargillito /
Argilito que foi enterrado, suficientemente, para atingir a zona de anquimetamorfismo, isto é, o primeiro grau de metamorfismo, o qual se manifesta, muitas vezes, por uma recristalização da ilite.
Ver: « Shale »
&
« Abissal »
&
« Ambiente de Deposição »
À medida que um argilito é fossilizado e enterrado pelos depósitos sedimentares sobrejacentes, o aumento da pressão e temperatura começa, pouco a pouco, a modificá-lo até que ele se transforme num xisto metamórfico. Ao longo de um tal enterramento, o argilito passa, sucessivamente, por três zonas bem conhecidas dos geocientistas: (i) Diagénese, que engloba todas as mudanças físicas, químicas e biológicas sofridas pelos sedimentos desde o momento de deposição até a sua conversação em rochas sólidas e, subsequentemente, até ao início do metamorfismo ; (ii) Catagénese, que é o processo em que, com o aumento da pressão o cerogénio (substância intermediária entre o material orgânico e combustíveis fósseis) se altera e a maioria do petróleo é formado ; (iii) Metagénese, que representa a fase final da evolução de um cerogénio e que é a fase de formação a seco de gás (metano) por craqueamento (“cracking”) do petróleo. O conjunto do sector inferior da zona de catagénese e a parte superior da zona de metagénese forma o domínio anquimetamórfico, ou seja, o domínio em que as rochas ainda não são, verdadeiramente, rochas metamórficas, mas a matéria orgânica que elas tinham já foi, totalmente, transformada, uma vez que o índice de reflectância da vitrinite* é superior a 1,2. O estudo da reflectância da vitrinite permite reconstituir a história de temperatura das bacias sedimentares. Inicialmente utilizado para diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão, actualmente, a reflectância da vitrinite é muito utilizada na pesquisa petrolífera para determinar o grau de maturação da matéria orgânica das rochas-mãe (entre temperaturas de 60° /120° C). Assim, na fase de diagénese, a reflectância da vitrinite (% Ro) é inferior < 0,6, o que quer dizer, que a matéria orgânica está imatura. Na fase de catagénese, na qual a matéria orgânica é madura, três possibilidades podem ser consideradas: (i) se % Ro varia entre 0,60/1,00, a matéria orgânica está na janela do petróleo ; (ii) se % Ro varia entre 1,00-1,35, a matéria orgânica está na janela regressiva ; (iii) se % Ro varia entre 1,35/2,00, a matéria orgânica está na janela de gás húmido. Na fase de metagénese, a matéria orgânica é sobremadura, a % Ro é superior a 2, o que quer dizer que a matéria orgânica está na janela do gás seco. Geralmente, o limite superior da geração do petróleo é correlacionado com uma reflectância da vitrinite de 0,5/0,6% e o limite inferior com uma reflectância de 0,86 /1,1 %. A combinação da cristalinidade da ilite (mineral argiloso resultante da alteração da ortoclase) e a reflectância da vitrinite (um dos componente principais dos carvões e de muitos cerogénios sedimentares) pode ser utilizada como um geotermómetro e, indirectamente, como um meio de determinar o enterramento máximo de um intervalo sedimentar. A história que se seguem mostra como estes geotermómetros foram e são úteis, na pesquisa petrolífera. Nos anos 60, a primeira grande questão da pesquisa petrolífera do onshore da bacia geográfica do Kwanza (Angola), era de saber qual era a verdadeira rocha-mãe do petróleo descoberto nos poços de Quenguela Norte, mas também do petróleo descoberto no onshore de Cabinda (bacia geográfica do Congo), uma vez que as rochas ricas em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais) estão, actualmente, insuficientemente, enterradas. A primeira hipótese foi a de admitir que os argilitos do substrato (argilitos da formação Karoo) eram as verdadeiras rochas mãe. Todavia, as análises feitas por Bernard Kubler da Universidade de Neuchâtel (Suíça) mostravam, segundo ele, que os argilitos do Karoo eram na realidade meta-argilitos, e que o anquimetamorfismo era anterior ao depósito dos sedimentos da bacia geográfica do Kwanza, o que excluía, imediatamente, a hipótese do petróleo ter sido gerado por tais rochas. O mesmo B. Kubler ao analisar as rochas ricas em matéria da bacia geográfica do Kwanza e de Cabinda verificou que o índice de reflectância da vitrinite era superior ao do enterramento actual, o que o levou a avançar a conjectura de que as rochas mães tinham sido levantas mais de 1000 metros, o que, mais tarde, foi corroborado por diversos métodos e é perfeitamente visível nas sísmicas modernas.
(*) O estudo da reflectância (proporção entre o fluxo de radiação electromagnética incidente numa superfície e o fluxo que é reflectido é, frequentemente a reflectância é apresentada sob a forma de percentagem) da vitrinite é um método chave para obter a história de temperatura das bacias sedimentares. Este método foi estudado primeiramente por exploradores de carvão que tentavam diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão. Mais recentemente, sua utilização como ferramenta de estudo da transformação do cerogénio em hidrocarbonetos é muito utilizada explorada. O principal atractivo do método para esta aplicação é sua sensibilidade a faixas de temperatura que correspondem àquelas da geração de hidrocarbonetos (60° a 120° C). Assim, utilizando-se uma calibração apropriada, a reflectância da vitrinite pode ser utilizada como um indicador da maturidade em rochas-mãe de hidrocarbonetos. Geralmente o início da geração de óleo é correlacionado com uma reflectância de 0,5 a 0,6% e o término da geração de óleo com uma reflectância de 0,86 a 1,1 %. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Vitrinita)
Metassoma (mineral)...............................................................................................................................................................................................................Metasoma
Métasomé (minéral) / Metasoma (mineral) / Metasome (Mineral) / Metasome（矿产） / Метасома / Metasome (minerale) /
Mineral substituto, que cresce à custa de outro mineral (palassoma).
Ver: « Palassoma (mineral) »
&
« Diagénese »
&
« Meteorização »
Um tactito é um tipo de rocha que tem uma composição mineralógica complexa. Ele é, geralmente, considerado como um tipo de corneanas e formado por metamorfismo de contacto (que ocorre à volta das rochas ígneas) e metassomatismo das rochas carbonatadas (alteração química de uma rocha por hidrotermalismo e outros fluídos) e de outra natureza, com uma formação importante de metasomas (minerais de substituição, que crescem à custa de minerais originais chamados palasomas). O termo corneana ("skarn" ou "hornfels") foi utilizado pela primeira vez na Suécia para designar, unicamente, os depósitos minerais que se formavam junto das intrusões ígneas. Actualmente, o termo corneana é utilizado de maneira mais larga e refere-se a todas as rochas que se formam nas diferentes zonas de metamorfismo que se podem individualizar à volta das intrusões. Estas zonas caracterizam-se pela introdução de grandes quantidades de ferro, sílica, alumínio e magnésio, quer nos calcários, quer em outras rochas sedimentares. As corneanas encontram-se em todo o mundo e elas são, particularmente, abundantes no Mesozóico. A zona a corneanas é, em geral, relativamente, irregular e função dos limites da rocha intrusiva e da rocha inicial. Ela contém, por vezes, minérios de ferro, cobre, ouro, volfrâmio, etc., embora em pequenas quantidades. As características mais importantes das corneanas podem resumir-se assim: (i) Não têm xistosidade, quer isto dizer, que os seus grãos minerais não se orientam paralela ou subparalelamente uns aos outros ; (ii) Algumas corneanas têm um grão fino e cor escura ; (iii) Podem derivar de rochas sedimentares argilosas, em particular argilitos, por metamorfismo de contacto ; (iv) As corneanas derivadas das rochas argilosas contém, com frequência, silicatos de alumínio (andaluzite, cordierite, etc.) ; (v) Certas corneanas têm uma granulometria variável e cor clara como as derivadas das rochas sedimentares carbonatadas ; (vi) As cornenanas derivadas das rochas carbonatadas além de calcite, têm silicatos cálcicos e alumino-cálcicos (piroxenas cálcicas, granadas cálcicas, epídotos, wollastonite, etc.) ; (vii) Outros tipos de corneanas podem pôr-se em evidência função da natureza da rocha original.
Meteorização (alteração)..........................................................................................................................................................................................Weathering
Météorisation, Altération / Meteorización / Verwitterung / 風化 / Вывéтривание / Meteorizzazione /
Decomposição das rochas, solos e seus minerais por contacto directo com a atmosfera terrestre. A meteorização ocorre no sítio, sem movimento e, assim, não pode ser confundida com a erosão, a qual envolve movimento e desintegração das rochas e minerais por agentes erosivos como a água, gelo, vento, gravidade, etc.
Ver: « Palasoma (mineral) »
&
« Diagénese »
&
« Ciclo das Rochas »
Nesta fotografia, os efeitos da meteorização podem observar-se sem grande dificuldade. Durante o processo da meteorização, o material duro e resistente é deixado no sítio, enquanto que o material menos resistente é desgastado pela acção do vento e água. A meteorização mecânica é a causa da desintegração das rochas. O processo principal da meteorização mecânica é a abrasão (processo pelo qual os clastos e outras partículas são reduzidas de tamanho). A meteorização química e física actuam, frequentemente, em associação com a meteorização mecânica. Por exemplo, as fracturas atacadas pela meteorização mecânica aumentam a superfície de exposição aos agentes químicos. A acção química sobre os minerais nas fracturas ajuda os processos de desintegração. Isto sucede, por exemplo, quando a água das ondas do mar agitado é injectada nas fracturas de uma parede rochosa. Uma tal injecção de água, comprime o ar no fundo da fractura contra a rocha o que a enfraquece substancialmente. Desde que a onda se retira (corrente de refluxo, por exemplo), o ar que foi comprimido no fundo da fractura é, rapidamente, libertado com uma força explosiva. Esta libertação explosiva do ar, altamente, pressurizado racha fragmentos da parede rochosa alargando assim as fracturas. Na zona litoral, existe um tipo de meteorização muito interessante, que alguns geocientistas chamam haloclastia. Com efeito, como o seu nome sugere, este tipo de meteorização é causado pela cristalização do sal, que, pouco a pouco, desintegra as rochas. Quando as soluções salinas entram nas fracturas e depois se evaporam, elas abandonam os cristais de sal. Estes cristais quando aquecidos pela luz do sol dilatam-se, o que exerce uma pressão muito grande contra a rocha. A cristalização do sal pode também fazer-se a partir de soluções, que atacam a rocha, e que formam soluções salinas de sulfato ou carbonato de sódio, que evaporando-se depositam sal.
Método do PPC (sismique).....................................................................................................................................Common Depth Method
Méthode du CDM (sismique) / Método do PPC (sísmica) / CDM-Verfahren (Seismik) / 清洁发展机制方法（地震） / МОГТ (метод общей глубинной точки) / Metodo CDM (sismica) /
Deslocamento da fonte e o seu traço de uma certa distancia para baixo da linha de tiro, afim que as reflexões, da mesma camada, sejam captadas pelos geofones em posições, ligeiramente, diferentes, o que melhora a relação sinal/ruído de um tiro sísmico. Este processo é conhecido pelo método do ponto de profundidade comum (PFC). Repetindo os tiros e medindo-os de posições, ligeiramente diferentes, ao longo de um perfil transversal linear, os sinais são registados várias vezes e podem, assim, ser adicionados. Isto amplifica os sinais e reduz, parcialmente, o ruído, visto que o ruído não tem nenhuma configuração regular ao longo da linha de tiro. Depois, todos os sinais do perfil são agrupados, examinados ao computador e imprimidos como um perfil sísmico.
Ver: « Sísmica de Reflexão »
&
« Linha Sísmica »
&
« Reflexão Sísmica »
Em termos simples, a sísmica de reflexão é o processo de fazer um grande estrondo e de ouvir os ecos. É um processo semelhante aos sonares dos navios que capta o eco para determinar a profundidade do fundo do mar. Em terra, o estrondo é, normalmente, produzido por uma explosão, em geral, dinamite enterrada, mas também pode ser produzido de maneira mecânica (Vibroseis). No mar, em geral, utiliza-se o barulho da explosão de bolhas de gás debaixo de água. As ondas sonoras viajam em todas as direcções mas, unicamente, as que viajam quase, directamente, para baixo podem ser reflectidas pelas interfaces debaixo da explosão. A aquisição e tratamento dos dados sísmicos passa por várias etapas. Este esquema ilustra a aquisição. O emissor cria um sinal de baixa frequência (explosão) que é reflectido pelas camadas sedimentares. Uma série de geofones ligados ao laboratório (aparelhos que têm uma caixa com uma mola montada numa bobina magnética de maneira que quando terreno vibra a caixa também vibra), colocada na superfície do terreno, capta as ondas reflectidas sob diferentes ângulos do emissor. O emissor e os geofones são depois deslocados para permitir que cada geofone capte as reflexões sob vários ângulos. As reflexões são registadas numa banda magnética e os registos afixados. Uma grande parte do ruído dos traços sísmicos é retirado por tratamento electrónico e os sinais das reflexões são agrupados no ponto de profundidade comum. Com efeito, através de uma correcção adequada, os traços podem ser adicionados ("stack"), o que aumenta a energia reflectida e reduz o ruído.
Micrite.............................................................................................................................................................................................................................................................................Micrite
Micrite / Micrita / Mikrit / 微晶 / Микрит / Micrite /
Rocha sedimentar formada por lama ou matriz calcária de uma rocha. Para muitos geocientistas, a micrite é o equivalente da argila nas rochas clásticas (como, por num argilito). Originalmente, a micrite é depositada como agulhas microscópicas de aragonite, mas depois é convertida em calcite, que forma o cimento de muitas rochas. Como rocha, a micrite é densa, uniforme, finamente granulada e com fractura conchoidal.
Ver: « Calcite »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Calcário »
Para a maior parte dos geocientistas, a micrite é uma rocha sedimentar formada por partículas calcárias com um diâmetro que varia entre 0,06 / 2 mm e que se deposita de preferência, mecanicamente, embora possa, em certos casos, depositar-se a parir de soluções. As partículas carbonatadas que formam a micrite são principalmente: (i) Restos de fósseis; (ii) Pequenos seixos; (iii) Grânulos de rochas carbonatadas e (iv) Oólitos (nódulos esféricos com uma estrutura concêntrica), que são transportas e calibradas por correntes de água. Como ilustrado, uma micrite é uma rocha densa, uniforme, finamente granulada e que tem, muitas vezes, uma fractura conchoidal. Não é raro que ela tenha veios de cor clara e, mais ou menos, paralelos. Estas laminações são, provavelmente, laminações algares produzidas na planície de maré por colónias de algas verdes e azuis. A micrite é uma das rochas carbonatadas mais comuns. Muito daquilo que o povo, e não só, chama calcário é, na maior parte das vezes, micrite. Como o que acontece com a argila (que forma a rocha chamada argilito), a micrite deposita-se, em geral, em águas calmas e encontra-se nos ambientes sedimentares onde essas condições existem. Embora, muitos geocientistas associem águas calmas com águas profundas, onde a influência das ondas e das correntes é, em geral, nula, quando se trata de depósitos carbonatos uma tal associação não é uma boa regra. As micrites e, particularmente, as micrites com laminações algares, como a ilustrada nesta figura, formam-se sobretudo na parte superior das planícies de maré (intermareal superior e supramareal), onde a exposição ao ar é comum. Os carbonatos, qualquer que seja o seu tipo, estão normalmente associados com as regiões tectónicamente estáveis e com climas tropicais, quer isto dizer, com ambientes sedimentares estáveis, pouco profundos, associados com plataformas e mares epicontinentais.
Microbentos...........................................................................................................................................................................................................................Microbenthos
Microbenthos / Microbentos / Microbenthos / Microbenthos (底栖动物) / Микробентос / Microbentos /
Organismo bêntico (animal ou planta) com dimensões inferiores a 0,1 mm.
Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »
Em biologia marinha e limnologia, chama-se bentos aos organismos que vivem no substrato, fixos ou não, em contraste com os 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 os corais. O bentos subdivide-se em: (i) Fitobentos - as macroalgas, algumas microalgas e as plantas aquáticas enraizadas e ii) Zoobentos - os animais e muitos protistas bentónicos. Os zoobentos são muitas vezes subdivididos em: (a) Macrofauna, animais visíveis a olho nu, como a maior parte dos caranguejos, os equinodermes, larvas de insectos, vermes oligoquetas e algumas espécies de peixes ; (b) Meiofauna - animais que vivem, permanentemente, enterrados no sedimento, quer livres, quer dentro de estruturas por eles construídas; muitos moluscos, como as amêijoas, e vários tipos de vermes ; e (c) Microfauna - animais microscópicos que se desenvolvem sobre o substrato, principalmente, protistas. Tendo em linha de conta o tamanho os bentos são, normalmente subdivididos em: (1) Macrobentos, que são os maiores bentos, com um tamanho maior que 0,5 mm; com exemplos de macrobentos podem citar-se os vermes poliquetas, bivalves, equinodermes, anémonas, corais, esponjas, ascídias, tubulários e grandes crustáceos maiores, como caranguejos, lagostas etc ; (2) Meiobentos, que são pequenos são bentos com dimensões inferiores a 0,5 mm, mas superior a 32 μm (com exemplos podem citar-se os nematóides, foraminíferos, crustáceos pequenos, tais como os copépodos e ostracodos) ; (3) Microbentos que são bentos microscópicos com dimensões inferiores a 32 μm, como as bactérias, diatomáceas, ciliados, amibas, flagelados, etc. No que diz respeito à localização dos bentos muitos geocientistas consideram: (A) Epibentos, que vivem sobre a superfície dos sedimentos e (B) Hiperbentos, que vivem, imediatamente, acima dos sedimentos. A noção de bentos é, totalmente, independente da profundidade de água, o que quer dizer que a vida bêntica existe a diferentes profundidades às quais se pode encontrar o fundo do mar, isto quer dizer que os organismos bênticos ocorrem quer na (I) zona litoral ; (II) zona nerítica ; (III) zona abissal ou (IV) zona hadal.
Microcontinente...................................................................................................................................................................................................Microcontinent
Microcontinent / Microcontinente / Mikrokontinent / 微大陆 / Микроконтинент / Microcontinente /
Fragmento da crusta continental, isolado e mais pequeno que um continente.
Ver: « Supercontinente »
&
« Gondwana »
&
« Pangeia »
Frequentemente, para respeitar os registos geológicos nas reconstituições paleogeográficas, os geocientistas são obrigados a considerar microcontinentes, quer isto dizer, porções da crusta continental que são maiores do que ilhas, mas mais pequenas do que continentes. O microcontinente de Briançon (região sul da França), por exemplo, é um pedaço de crusta continental dos mantos Pénnicos, que segundo certas reconstruções paleogeográficas, parece ser parte de um outro microcontinente chamado Ibéria, o qual compreendia não só a Península Ibérica, mas também a Córsega, Sardenha e as Ilhas Baleares. Um microcontinente muito conhecido dos geocientistas é a Apúlia, o qual está ilustrado neste bloco diagrama, e que faz parte do enigma dos elementos geológicos, que, há cerca de 150 Ma, formavam o limite entre a Europa, América do Norte e África. A geologia dos Alpes orientais é complexa, devido à existência de vários domínios oceânicos e microcontinentes (também denominados microplacas), que se individualizaram entre a África e Europa. Esta complexidade é exagerada pelas relações entre o encurtamento sedimentar e os movimentos laterais de deslocamento, que dificultam um arranjo coerente das placas litosféricas da região. É por isso, que certos geocientistas dividiram a orogenia Alpina em diferentes unidades tectónicas que reflectem, sobretudo, a paleogeografia do Mesozóico e do Paleocénico. Na sua forma mais simples, como ilustrado acima, as placas tectónicas (litosféricas) envolvidas nesta orogenia são : (i) A placa europeia (Europa) ; (ii) A placa oceânica associada ao Mar de Tétis* ; (iii) O microcontinente Apúlia e (iv) O oceano Meliata (oceano hipotético inferido da presença de pequenas lâminas tectónicas ao longo da ALCAPA (ALpes orientais, CArpátos ocidentais e a zona PAnónica do NO da Hungria). Pode dizer-se, que numa primeira fase, o supercontinente Pangeia fracturou-se e induziu a formação do mar de Tétis e do oceano Atlântico central, entre a Europa, ainda associada a América, e a África. Depois o microcontinente Ibéria separou-se da Europa criando um estreito mar, o chamado Mar do Valais. Mais tarde, o microcontinente Apúlia, que corresponde, actualmente, ao mar Adriático e à metade Este da Itália, individualizou-se do continente africano. O Mar Negro, Cáspio e Aral são considerados como os seus restos crustais (embora o Mar Negro possa na verdade ser um remanescente do antigo Oceano Paleotétis) da parte Oeste do Oceano Tétis (chamada igualmente Mar de Tétis, Oceano Oeste Tétis ou mesmo Oceano Alpino Tétis). Todavia, o mar de Tétis não era simplesmente mar aberto. Ele cobria pequenas placas litosféricas, arcos insulares e microcontinentes. Pequenas bacias oceânicas, como o Mar de Valais, de Piemonte / Liguria e Meliata, estavam separadas umas das outras por terrenos continentais das placas de Alboran, Ibérica e Apúlia. Um outro microcontinente muito conhecidos dos geocientistas é o Avalónia, que é um microcontinente do Paleozóico que se formou a partir de uma arco vulcânico na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana e que desempenhou um papel muito importante na evolução do Mar de Reia e que hoje faz parte da Nova Inglaterra, Nova Escócia e Acadia. Efectivamente, no início do Ordovícico Médio, a ruptura do pequeno supercontinente Gondwana obrigou o microcontinente Avalónia 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) abrindo atrás o Mar de Reia. No fim do Ordovícico, quando o continente Báltica e continente Laurência colidiram, para formar o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia), o oceano de Reia já tinha aumentado muito, devido ao alastramento oceânico, substituiu o Mar de Japeto, que nessa altura não era outra coisa que um simples canal estreito entre o microcontinente Avalónia e o continente Laurência.
(*) Mar, entre o NE do pequeno supercontinente Gondwana e SE do pequeno supercontinente 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 o 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).
(**) 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).
Migração (Kirchhoff)............................................................................................................................................................................Kirchhoff Migration
Migration (Kirchhoff) / Migración (Kirchhoff) / Kirchhoff Migration / 克希霍夫偏移 / Миграция Кирхгофа / Migrazione (Kirchhoff) /
Método utilizado na pesquiza petrolífera na imagem em profundidade e na analise da velocidade. Na migração de um evento, em um único traço, uma faixa da migração de Kirchhoff espalha a energia de uma fonte em todos pontos do subsolo. Depois de cobrir todas as amostras em todos os traços, uma imagem de migração é obtida pelo empilhamento de todas as contribuições individuais.
Ver: « Linha Sísmica »
&
« Linha Migrada (sísmica) »
&
« Lei de Snell »
Dada uma fonte e um geofone sobre a superfície livre, e um reflector inclinado num meio acústico homogéneo, haverá apenas uma reflexão primária registado no traço sísmico (esquema da esquerda). Por comodidade, múltiplos e ondas directas serão ignorados. O tempo de chegada deste evento é igual ao tempo de trânsito de energia para se propagar desde a fonte até o ponto p e do ponto p até ao geofone. A linha tracejada no esquema da esquerda mostra o raio associado com essa trajectória. Neste modelo, a reflectividade no ponto p é enrolada com o pulso da fonte, o que produz uma onda diferente do pulso observado. Matematicamente, o modelo é descrito por d = Lm, onde d é o modelo dos dados sísmicos, L é um modelo operador linear e m é o modelo de reflectividade. O processo inverso da modelagem sísmica directa é a migração sísmica que projecta a energia observada em relação ao seu reflector de subsuperfície. A imagem migrada é dada por m = LTd. Para implementar a migração, é preciso saber a velocidade média. Aplicando a análise de velocidade (técnica para extrair informação da velocidade a partir dos dados), podemos obter uma estimativa razoável da distribuição de velocidade. Os métodos de migração não podem ser realizados sem o conhecimento da distribuição da velocidade do meio. A primeira etapa na migração de Kirchhoff (MK) é calcular os campos de trânsito para a origem e para o geofone. Geralmente, usa-se o método do traço dos raios para gerar um campo de trânsito grosseiro para, depois, obter um campo de trânsito muito mais fino por interpolação. Também se pode calcular os campos de trânsito resolvendo a equação eikonal (equação diferencial parcial não-linear encontrada nos problemas de propagação das ondas, quando a equação de onda é aproximada usando a teoria WKB), que é derivável das equações de Maxwell do electromagnetismo, e fornece uma relação entre o física óptica-onda e geométrica óptica-raios.
Migração Polar (vagabundagem polar).......................................................Polar Wandering, Poles' Migration
Migration polaire (errance polaire)/ Migración de los polos / Polar Wandern / 极地游荡 / Движение полюсов / Vagando polar /
Deslocamento dos pólos da Terra invocado para explicar as glaciações da orogenia dos Apalaches (América do Norte, África do Sul, Austrália e Índia). Vários geocientistas admitiram que quando estas regiões estiveram aglutinadas (continente Gondwana), o Polo Sul se localizava no oceano Pacífico, não longe das ilhas Hawai. Kreichgauer (1950), para explicar a grande cobertura de gelo entre a América do Norte e Norte da Europa, admitiu que no início do Cenozóico, o Polo Norte se deslocou para o Alasca e depois para o Sul da Gronelândia e que o clima suave do Quaternário é devido ao deslocamento do Polo Norte do Sul da Gronelândia para a sua posição actual. Note que excepto para os movimentos de pequeno período (vacilação dos eixos), são os continentes e não os pólos que se deslocam.
Ver: « Supercontinente »
&
« Gondwana »
&
« Baltica »
Antes de mais é preciso não esquecer que existem duas migrações ou derivas polares: (i) Migração polar verdadeira e (ii) Migração polar aparente (APW “Apparent Polar Wander”, em inglês). A migração polar verdadeira é o movimento da Terra em relação ao seu eixo de rotação afim de re-alinhar o eixo maior do momento de inércia com o eixo de rotação. Numa situação estável, o maior eixo do momento de inércia* está alinhado com o eixo de rotação, com os dois pequenos eixos no plano do equador. Numa situação não estável há deriva polar verdadeira. O desvio polar aparente é o movimento dos pólos paleomagnéticos da Terra (que não estão fixos) em relação a um continente, considerando o continente com uma posição fixa. A migração polar aparente é, frequentemente, apresentada em mapas de latitude / longitude actuais, como a trajectória das diferentes localizações dos pólos geomagnéticos, determinada em tempos distintos, utilizando técnicas paleomagnéticos. O campo magnético terrestre pode ser representado por um dipolo centrado cujo eixo está inclinado mais ou menos 11,7° em relação ao eixo de rotação da Terra. Os eixos do dipolo interceptam a superfície da Terra nas seguintes coordenadas antípodas: 79,3° N ; 288,6° E e 79,3° S; 108,6° E. Estes pólos são chamados de pólos geomagnéticos (pontos de intersecção da linha que passa pelo centro da Terra, ao longo do eixo do dipolo). Como os pólos magnéticos (pontos da superfície da Terra onde o campo magnético é vertical) são, relativamente, estacionários ao longo do tempo, os geocientistas usam, muitas vezes, minerais magnéticos a fim de encontrar a latitude a que o continente estava em relação aos pólos magnéticos da época. Como os continentes se deslocaram em relação aos pólos magnéticos, pode-se imaginar que os continentes que estiveram sempre fixos e que foram os pólos magnético que se deslocaram. Com dados suficientes, é possível reconstruir o movimento dos continentes, relativamente, aos pólos magnéticos. O desvio polar aparente não é outra coisa que a trajectória que o pólo magnético teria feito em relação aos continentes. Na realidade, desde há muito tempo que os geocientistas constataram que as direcções de magnetização de muitas rochas não correspondiam à presente direcção do campo magnético terrestre. Esta figura mostra as diferentes posições do Pólo Norte desde o Paleozóico Inicial até ao hoje (migração polar aparente). Durante o Paleozóico Inicial, ele estava localizado no oceano Pacífico. No Carbonífero, ele estava localizado perto do equador, enquanto que durante o Jurássico, ele estava, mais ou menos, à latitude de Vancôver (Canadá). Na idade pré-glaciar, o Pólo Norte estava localizado no Alasca. Todavia, durante as idades glaciárias ele estava situado entre a Gronelândia e a ilha de Baffin (Canadá). Se os continentes tivessem tido posições fixas, poderia supor-se que os trajectos do pólo magnético sobre a superfície da Terra era um fenómeno global, independente da localização do observador. Todavia, como as curvas de migração dos pólos para os diferentes continentes não concordam umas com as outras, isto tornou-se uma das primeiras evidências da dispersão e deslocamento dos continentes. Como as curvas de migração dos pólos convergem para a presente localização, é possível determinar o movimento relativo dos diferentes blocos continentais durante os diferentes intervalos do tempo geológico. Pode dizer-se que, o movimento relativo dos pólos pode ser devido à migração polar verdadeira ou à derivada dos continentes (ou uma combinação de dois). Dados de todo o mundo são necessários para isolar ou distinguir entre estas duas possibilidades. Todavia, na Terra, como os pólos magnéticos, raramente, se afastam dos pólos geográficos, o conceito de movimento polar aparente é muito útil na tectónica de placas, uma vez que pode retraçar o movimento relativo dos continentes, assim como a formação e a ruptura dos supercontinentes. Não esqueça que a grande maioria dos geocientistas em vez representarem a posição dos continentes através do tempo utilizando os pólos paleomagnéticos para as reconstruções paleogeográficas, utilizam as curvas de deriva polar aparente, a qual pode ser determinada mais facilmente. Em conclusão: não são os pólos que se deslocam, mas os continentes.
(*) O momento de inércia ou momento de inércia de massa, exprime o grau de dificuldade em se alterar o estado de movimento de um corpo em rotação (https://pt.wikipedia.org/wiki/Momento_de_inércia). Ao contrário da massa inercial, o momento de inércia ou tensor de inércia também depende da distribuição da massa em torno de um eixo de rotação escolhido arbitrariamente. Quanto maior for o momento de inércia de um corpo, mais difícil será fazê-lo girar ou alterar sua rotação.
Mississipiano........................................................................................................................................................................................................................Mississippian
Mississippien / Mississipiano / Mississippium / 密西西比紀 / Миссисипский / Mississippiano /
Subdivisão do período Carbonífero que durou de 359 Ma até 318 Ma. Como muitos dos outros períodos geológicos, as rochas que se depositaram durante este subperíodo identificam-se, facilmente, mas as suas idades variam de, mais ou menos, 5-10 My. São as rochas que afloram ao longo do vale do rio Mississipi que deram o nome a este subperíodo.
Ver: « Paleozóico »
&
« Tempo Geológico »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
No fim do século XIX, os geocientistas americanos, começaram a chamar Mississipiano ao intervalo carbonatado inferior do Carbonífero, uma vez que ele forma excelentes afloramentos no vale do Mississipi. Da mesma maneira, eles chamaram Pensilvaniano, ao intervalo superior rico em carvão, o qual aflora com muita frequência na Pensilvânia. Rapidamente, o Mississipiano e Pensilvaniano foram reconhecidos como sistemas independentes e, em 1953, os Serviços Geológicos dos Estados Unidos reconheceram-os oficialmente. Embora a diferenciação entre a parte inferior e superior do sistema Carbonífero se observe em quase todas as partes do mundo, os geocientistas europeus continuaram a admitir um único sistema (Carbonífero). Nos Estados Unidos, o Mississipiano é formado, principalmente, por calcários marinhos. No estado do Kansas, as rochas do Mississipiano ocorrem em quase todas as áreas, excepto nas cristas do levantamento da parte central do estado (arco de Cambridge), norte e noroeste do anticlinal de Nemah e outras pequenas regiões, onde elas foram erodidas pelas descidas relativas do nível do mar, que ocorreram no Mississipiano Inicial, Tardio e também no Pensilvaniano. As descidas relativas do nível do mar foram, suficientemente, importantes para colocar o nível do mar debaixo do que rebordo da bacia, o que exumou as plataformas continentais (onde as bacias tinham uma plataforma). Um tal exumação expôs as rochas do Mississipiano aos agentes erosivos, que, em grande parte, foram erodidas. Foi durante esta época, que ocorreu a mais importante fase da orogenia que formou os Apalaches. Nos Estados Unidos, é frequente dividir o Mississipiano em quatro estágios : (a) Kinderhookiano ; (b) Osageano ; (c) Merameciano e (iv) Chesteriano, enquanto que na Europa, ele é, em geral, subdividido em três estágios : (i) Tournasiano, entre 359 e 345 Ma (± 3,0 My ; (ii) Viseano, entre 345 e 326 Ma (± 2,0 My) e (iii) Serpukhoviano, entre 326 e 318 Ma (± 2,0 My).
Modelo (geológico)..........................................................................................................................................................................................................Geologic Model
Modèle géologique / Modelo geológico / Geologische Modell / 地质模型 / Геологическая модель / Modello geologico /
Conjectura ou suposição geológica que pode explicam, de maneira satisfatória, um certo número de observações geológicas.
Ver: « Princípio Geológico »
&
« Sistema »
&
« Secção Geológica »
É importante notar que um modelo geológico, como o ilustrado nesta figura, não tem nada a ver com uma teoria geológica, como a teoria da Tectónica das Placas. Ao contrário do uso corrente do termo teoria, a definição científica formal não corresponde é uma mera especulação ou um palpite geológico. Um palpite ou conjectura geológica, que pode ser testada, é o que os geocientistas chamam hipótese ou modelo geológico. Uma teoria geológica é qualquer coisa muito mais importante. Ela corresponde a um conjunto de hipóteses geológicas coerentes, testadas por evidência e raciocínio, com um grande poder explicativo. Uma teoria geológica é um conjunto de conjecturas geológicas interconetadas baseadas em evidência e raciocínio, que explicam um certo número de observações (de campo, de subsuperfície, sísmicas, etc.). Da mesma maneira, um facto geológico, como por exemplo, "esta rocha é uma rocha-reservatório", pode definir-se como uma declaração que é bem suportada por evidência, raciocínio e observações. Desta maneira um geocientista não pode esquecer que na definição de teoria geológica (grupo de declarações interconectados) existem três aspectos importantes das declarações ou hipóteses : (i) Elas têm que ser baseadas em observações ou evidência ; (ii) Elas têm que ser baseadas no raciocínio e lógica e (iii) Elas têm que ser coerentes e internamente consistentes. No exemplo ilustrado nesta figura, os geocientistas utilizando dados sísmicos fizeram certo número de observações : (a) Falhas normais curvas que se horizontalizam em suturas salíferas mais ou menos contínuas ; (b) Prisma salífero na base de uma das falhas normais ; (c) Uma estrutura antiforma com um núcleo de anidrite e carbonatos porosos (rocha-reservatório) no envelope externo e (d) Uma cobertura argilosa com uma configuração interna divergente en direcção da falha a montante. Tendo en conta estas observações que podem ser consideradas como factos geológicos, o geocientista avançou uma hipótese ou modelo geológico (esquema na parte inferior direita da figura), que, teoricamente, explica as observações e que, entre todos os modelos ou hipóteses possíveis, é o mais difícil de refutar.
Modelo de Depósito (areia-argila).........................................................................................................................Depositional Model
Modèle de dépôt (sable-argile) / Modelo de depósito (arena-arcilla) / Deposit Model (Sand-Ton) / 矿床模型（沙粘土）/ Депозит Модель (песчано-глинистые) / Deposito Model (sabbia-argilla) /
No modelo de deposição (areia / argila), proposto por P. Vail (1977), são assumidas as conjecturas seguintes: (1) A eustasia é o factor principal que controla a ciclicidade dos depósitos sedimentares ; (2) Os intervalos sedimentares têm uma grande integralidade ; (3) A eustasia, subsidência, acomodação, acarreio sedimentar e o clima são os parâmetros geológicos principais que determinam a configuração dos estratos ; (4) As variações da subsidência e acarreio sedimentar são mais lentas que as variações eustáticas ; (5) O acarreio sedimentar é constante no tempo e espaço ; (6) A subsidência aumenta, progressivamente, de maneira linear em direcção das partes profundas da bacia ; (7) O intervalo de tempo entre cada linha cronostratigráfica é de 100 k anos, quer isto dizer, que à escala geológica, os processos de deposição são instantâneos e catastróficos.
Ver: « Modelo de Depósito (carbonatos) »
&
« Deposição (clásticos) »
&
« Ciclo Estratigráfico »
Numa linha sísmica, um ciclo-sequência (ciclo estratigráfico) é uma sucessão genética de reflexões, limitadas por discordâncias (ou pela suas paraconformidades correlativas em água profunda), induzidas pelos estratos depositados durante um ciclo eustático de 3a ordem, quer isto dizer, que o ciclo eustático, limitado entre duas descidas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) consecutivas, tem uma duração entre 0,5 e 3-5 My. Neste modelo (areia-argila), P. Vail e os seus colegas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) assumiram: (i) Uma determinada curva eustática* (construída a partir das variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) Uma subsidência do rebordo continental aumentando, regularmente, e de maneira linear ; (iii) Um acarreio sedimentar constante (enfatizado pela área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas) ; (iv) Uma erosão negligenciável e (v) Uma diferença de tempo entre cada linha cronostratigráfica de 100 My ou, por outras palavras, que cada paraciclo eustático tem uma duração de 100 My (um paraciclo eustático é uma subida do nível do mar relativo, que é seguida, depois de um período de estabilidade do nível do mar relativo, por uma outra subida sem nenhuma descida do nível do mar relativo entre elas). Neste modelo reconhecem-se três ciclos sequência limitados por duas superfícies de erosão, isto é, por duas discordâncias. O ciclo sequência mais antigo, que engloba os intervalos de 1 a 5, é incompleto, assim como o mais recente (22 a 29). O ciclo sequência intermediário (6 a 21) está completo, isto é, os dois grupos de cortejos sedimentares que formam, normalmente, um ciclo sequência estão representados: (A) Grupo de cortejos de nível alto (CNA) e (B) Grupo de cortejo de nível baixo (CNB). Durante o grupo de cortejos de nível alto (CNA), o nível do mar é mais alto do que o rebordo da bacia, enquanto que durante o grupo de cortejos de nível baixo, nível do mar estava mais baixo do que o rebordo da bacia. Por outras palavras, durante os cortejos de nível baixo (CNB), a bacia não tem plataforma continental, enquanto que durante os cortejos de nível alto (CNA), a bacia tem uma plataforma continental, excepto na parte final (2a fase de desenvolvimento do subgrupo de cortejos de nível alto denominado prisma de nível alto. PNA). No grupo de cortejos de nível alto, de baixo para cima reconhecem-se dois subgrupos: (a) Intervalo Transgressivo (IT), colorido em verde, e (b) Prisma de Nível Alto (PNA), colorido em laranja. O primeiro tem uma geometria retrogradante, enquanto que o segundo tem uma geometria progradante. O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é formado por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: (a) Cones Submarinos de Bacia (CSB), coloridos em amarelo ; (b) Cones Submarinos de Talude (CST), coloridos em bege e (c) Prisma de Nível Baixo (PNB), colorido em violeta. As discordância, que limitam os ciclos sequência reconhecem-se, relativamente, bem perto do rebordo continental, pelas superfícies sísmicas definidas pelas terminações dos reflectores: (1) Biséis de agradação e (2) Biséis somitais ou superiores, quer eles sejam por truncatura ou por sem deposição. Em água profunda, onde a erosão é negligenciável as discordâncias passam a jusante a paraconformidades correlativas. Como sugerido neste modelo geológico, excepto para os cones submarinos que se depositam durante as descidas significativas do nível do mar relativo, todos os outros subgrupos de cortejos sedimentares grupos de cortejos sedimentares requerem uma subida do nível do mar relativo (ingressão mar) para criar espaço disponível para os sedimentos, ou seja, acomodação, para que os sedimentos se depositem durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha. Isto quer dizer, que, globalmente, a linha da costa se desloca para o continente durante as ingressões marinhas, sem haver deposição, para depois se deslocar para mar à medida que os sedimentos se depositam.
(*) Principalmente controlada glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo), tectonicoeustasia (variações de volume das bacias oceânicas função do alastramento oceânico), geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e pela dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).
Modelo de Depósito (calcários).................................................................................................................................Depositional Model
Modèle de dépôt (calcaires) / Modelo de depósito (piedra caliza) / Deposit Model (Kalkstein) / 矿床模型（石灰石）/ Депозит Модель (известняк) / Deposito Model (calcare) /
Na estratigrafia sequencial, dois modelos de deposição foram propostos por Vail (1977), um para os clásticos e outro para os carbonatos. Assumindo, para o modelo clástico, um acarreio sedimentar constante e, para o modelo carbonatado, uma produção de carbonato de 7,0 cm/ky (produtividade máxima entre 3/10 m de profundidade de água) e todos os outros parâmetros iguais (eustasia, subsidência, etc.), a geometria dos ciclos sequência reconhecidos em cada modelo é muito diferente como se pode constatar nas linhas sísmicas e sobre o terreno.
Ver: « Modelo de Depósito (areia-argila) »
&
« Ambiente de Deposição »
&
« Ciclo Estratigráfico »
Nesta figura estão ilustrados os dois modelos matemáticos utilizados para explicar uma grande parte dos depósitos clásticos e carbonatados. As escalas verticais e horizontais são métricas, mas muito diferentes diferentes. No modelo para clásticos: (i) O exagero vertical é cerca de 200 vezes ; (ii) Cada linha corresponde a uma superfície cronostratigráfica ; (iii) O espaçamento entre as linhas cronostratigráficas é de 100 k anos e (iv) O acarreio sedimentar é constante, o que quer dizer que a área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas é a mesma. O modelo para carbonatos foi construído com a mesma curva do nível do mar absoluto ou eustático que o modelo para clásticos. Unicamente o acarreio sedimentar foi substituído por uma curva de produção de carbonato* (7,0 cm/ky), o que quer dizer, que ao contrário do que sucede no modelo para clásticos, a área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas não é constante. Como se pode constatar, a geometria global dos dois modelos é muito diferente. No modelo para clásticos há depósitos acima do nível do mar, o que não pode acontecer no modelo para carbonatos, uma vez que a produtividade de carbonato varia, basicamente, entre 3 e 10 metros de profundidade de água. Por outro lado, o grupo de cortejos de baixo nível (CNB) e, em particular, os subgrupos de cortejos formados por cones submarinos de bacia e de talude, são muito menos desenvolvidos no modelo para carbonatos. Todavia, as terminações das linhas cronostratigráficas são as mesmas, o que implica que em ambos os modelos se reconhecem o mesmo número de ciclos sequência, uma vez que os ciclos sequência são induzidos pelas curva das variações do nível do mar relativo, que é a mesma em ambos os modelos, e não pela natureza dos sedimentos. Reconhecem-se três ciclos-sequência, dos quais, unicamente, o intermediário o está completo. O ciclo mais antigo, colorido em laranja, e o mais recente, colorido em violeta, são incompletos. No ciclo mais antigo depositaram-se, unicamente, os cortejos sedimentares que formam o subgrupo de cortejos denominado prisma de nível baixo (PNB), enquanto que no ciclos sequência mais recente o prisma de nível alto está ausente, assim como os subgrupos inferiores do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), ou seja os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST). Todavia, a geometria do ciclo-sequência mais recente, o qual é, unicamente, formado pelo prisma de nível baixo (PNB) e pelo intervalo transgressivo (IT), é muito diferente nos dois modelos. No modelo clástico (areia e argilas), as subidas do nível do mar relativo, em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes), deslocam a linha da costa, a qual, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, se desloca para o mar à medida que a sedimentos se depositam (paraciclo-sequência). Todavia, a linha da costa não atinge a posição que ela tinha antes da ingressão marinha. Com as ingressões marinhas sucessivas, a plataforma continental que aumenta progressivamente, enquanto que, globalmente, a linha da costa se desloca para o continente individualizando-se do rebordo continental (prisma de nível baixo). No modelo carbonatado as sucessivas subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas cada vez mais importantes) contribuem sobretudo as construções recifais que se desenvolvem, praticamente, à vertical do rebordo continental do prisma de nível baixo, o que quer dizer que se forma uma plataforma com uma lâmina de água, relativamente, grande, mas que é orlada por construções orgânicas (recifes). 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).
(*) Produção de carbonatos em função da profundidade de água. A penetração (intensidade) da luz do Sol num meio aquático (mar ou lago, por exemplo) diminui, de maneira exponencial, quando a lâmina de água aumenta. A curva de produção de matéria orgânica, numa bacia carbonatada, pode ser correlacionada com a intensidade da luz solar por uma função hiperbólica. A curva de produção de carbonato tem um pico na zona de saturação de luz, perto do nível do mar, onde a luz não é um factor limite da produção. O pico de produção é seguido, em profundidade, por uma rápida diminuição da produção.
Moho (descontinuidade de Mohorovičić)..........................................................................................................................Moho Discontinuity
Moho (discontinuité) / Moho (discontinuidad) / Moho / 莫霍面 / Мохо (разрыв) / Moho (discontinuità) /
Abreviatura para a descontinuidade de Mohorovičić, isto é, a superfície que separa a crusta terrestre do manto subjacente.
Ver: « Crusta »
&
« Astenosfera »
&
« Sial »
A descontinuidade de Mohoroviĉiċ (ou Moho) limita a crusta terrestre do manto. Ela encontra-se a mais de 60 km debaixo das cadeias de montanhas e a sua espessura varia entre 0,2 e 3 km. A descontinuidade de Mohoroviĉiċ está localizada cerca de 5 km, debaixo da crusta oceânica, e entre 30 e 50 km debaixo da crusta continental. Debaixo das cadeias de montanhas, onde a crusta continental é mais espessa, devido às zonas de subducção do tipo A, a profundidade da descontinuidade de Mohoroviĉiċ atinge profundidades extremas, como, debaixo do planalto do Qinghai (Tibete), ela está a uma profundidade de cerca de 75 km. Este planalto está cercado por cadeias de montanhas importantes: Kunlun, ao noroeste, que o separa da Bacia do Tarim e pelas montanhas de Qilian que separam o planalto do deserto do Gobi. Esta descontinuidade : (i) Sublinha uma mudança abrupta da velocidade das ondas sísmicas, como se podem constatar no diagrama à esquerda desta figura ; (ii) Corresponde ao horizonte onde a velocidade das ondas P (as ondas mais rápidas e, consequentemente, as primeiras a chegar a uma estação sísmica, e que se movem através das rochas sólidas e dos líquidos) muda abruptamente de 6,7-7,2 km/seg, na crusta inferior, para 7,6-8,6 km/seg (média 8,1 km/seg) na parte superior do manto e (iii) Representa uma mudança química do material basáltico ou simático (rico em silício e magnésio), no topo, para um material peridotítico ou dunítico, na base. Um peridotito é um termo geral para designar uma rocha granular grosseira composta, principalmente, por olivina (silicato de ferro e magnésio com a formula SiO4 (Mg, Fe)2) com ou sem outros minerais máficos tais como, as piroxenas, anfíbolas ou micas e que contém pouco ou nenhum feldspatos (um dunito é um peridotito no qual o mineral máfico é quase inteiramente a olivina, com um pouco de cromite que é, praticamente, sempre presente). Alguns geocientistas pensam que a descontinuidade de Mohoroviĉiċ sublinha uma mudança de fase basalto-eclogito (rocha granular composta, basicamente, por granada, almandina-piropo, e piroxena sódica, quer isto dizer, omphacite).
Momento (linear).......................................................................................................................................................................................................................Momentum
Moment (linéaire) / Momentum (lineal) / Schwung, Momentum /动量（线性）/ Импульс (линейный) / Momentum (lineare) /
Vector que tem uma quantidade e uma direcção. O quantidade do momento é igual à massa do objecto em movimento multiplicado pela velocidade. A direcção do momento é a mesma que a direcção da velocidade do objecto.
Ver: « Órbita »
&
« Teoria Cinética »
&
« Transporte (sedimentos) »
O momento linear, também chamado de quantidade de movimento linear, momentum linear ou mesmo, balanço ou "embalo" é uma grandeza física dada pelo produto da massa pela velocidade de um corpo. O momento linear é uma grandeza vectorial, com direcção e sentido, cujo módulo é o produto da massa pelo módulo da velocidade, e cuja direcção e sentido são os mesmos da velocidade. A quantidade de movimento total de um conjunto de objectos permanece inalterada, a não ser que uma força externa seja exercida sobre o sistema. Esta propriedade foi percebida por Newton, que definiu e demonstrou a quantidade de movimento e a sua conservação. Na física, diz-se que um sistema está, mecanicamente, isolado quando a soma das forças externas é nula. A quantidade de movimento é a única grandeza que se conserva após uma colisão inelástica, caso o sistema esteja, mecanicamente, isolado. A unidade da quantidade de movimento linear no SI é o quilograma metro por segundo (kg.m/s). Se considerarmos um casal patinando sobre uma pista de gelo e desprezar-mos os efeitos do ar e as forças de atrito entre a pista e as botas que eles estão usando, no momento em que eles estão juntos, eles actuam na mesma direcção, mas em sentidos contrários. Na vertical, a força peso é equilibrada com a normal, ou seja P = N, tanto no homem quanto na mulher. Na horizontal, no momento do empurrão, tanto o homem quanto a mulher se empurram, mutuamente, uma vez que eles actuam em forças de acção e reacção, FHM = − FMH, logo FHM + FMH = 0, uma vez que as forças em todas as direcções se anulam, o que garante a conservação do momento linear. A conservação do momento linear permite calcular a razão entre a velocidade do homem e a velocidade da mulher depois do empurrão, conhecidas as suas massas e velocidades iniciais: Como o momento total deve ser conservado, a variação da velocidade do homem é VH = − MM / MHVM, onde VM é a variação da velocidade da mulher. A variação da quantidade de movimento é chamada impulso (grandeza física que mede a variação da quantidade de movimento de um objecto): I = ΔP = Pf − Po I, cuja unidade usada é N.s (Newton x segundo).
Momento Linear (conservação)..........................................................................Conservation of Linear Momentum
Moment linéaire (conservation) / Momento linear (conservación) / Erhaltung der linearen Dynamik / 线性动量守恒 / Сохранение импульса силы / Conservazione della quantità di moto /
A lei de conservação do momento linear diz que o momento total de um sistema fechado de objectos, isto é que não tem interacções com agentes externos, é constante. Uma das consequências de esta lei é que o centro da massa de qualquer sistema de objectos terá sempre a mesma velocidade, salvo se for afectado por força exterior ao sistema.
Ver: « Momento (linear) »
&
« Teoria Cinética »
&
« Big Bang »
Momento é o produto da inércia pela velocidade. A inércia é a tendência que todas as coisas têm para não mudar e a velocidade significa quão rápido uma coisa se desloca. O impulso traduz a tendência que um objecto em movimento tem de não abrandar. O momento é de dois tipos: (i) Angular e (ii) Linear. Ambos os tipos são conservados em qualquer colisão. A conservação significa que nada é perdido. O momento linear é a tendência de um objecto a deslocar-se numa certa direcção sempre com a mesma velocidade. Ele é o produto da inércia do objecto e da sua velocidade. A conservação do momento linear, quando aplicada a uma colisão, como ilustrado ou à colisão entre uma raquete de ténis com uma bola, permite escrever uma equação antes e depois, definindo a soma dos momentos da raquete e da bola antes da colisão igual à soma dos momentos depois da colisão. O momento da raquete é o produto da sua massa e da velocidade linear do centro da massa. O momento da bola é o produto da sua massa pela sua velocidade linear. Os centros da massa da raquete e da bola não estão na mesma linha, por isso se fala de impacto excêntrico. No caso de um impacto excêntrico, como este, existe uma força estabilizadora exercida pelo jogador para manter o eixo de rotação da raquete durante o impacto. A força estabilizadora impulsiva multiplicada pelo tempo de tal operação, dá um impulso adicional para acrescentar na equação afim de conservar o momentum na direcção escolhida. Note que a única direcção que importa aqui é a direcção do jogador em relação à rede. Quanto aos sinais, a convenção é que a velocidade é negativa em direcção ao jogador e positiva em direcção da rede. A massa da raquete multiplicada pela velocidade linear antes da colisão mais a massa da bola multiplicada pela velocidade linear da bola mais a reacção impulsiva multiplicada pelo tempo do impacto é igual a massa da raquete multiplicada pela velocidade linear da raquete depois da colisão mais a massa da bola multiplicada pela velocidade linear da bola depois da colisão.
Monadnock......................................................................................................................................................................................................................................Monadnock
Monadnock / Monadnock / Inselberg / 莫纳德诺克 / Остаточный холм / Monadnock /
Resíduo de erosão acima de uma peneplanície. Monte proeminente escarpado formado por rochas duras e consistentes, elevando-se, de maneira abrupta, de uma planície de baixo relevo “(Whittow, 1984). Também chamado "inselberg", embora este seja característico das paisagens tropicais, particularmente das zonas de savana (no deserto hiperárido da Namíbia existam inselbergues graníticos com centenas de metros de altura). Sinónimo de "Inselberg".
Ver: « Erosão »
&
« Inselbergue »
&
« Descida do Nível do Mar Relativo »
"Monadnock" é o termo que as tribos norte-americanas utilizavam para designa um monte isolado, mais ou menos, importante que resistiu a erosão. Os geocientistas americanos tiraram este termo da Montanha de Monadnock situada no sudoeste de Nova Hampshire (pensa-se que este termo é derivado da língua Abenaki, do termo "menonadnocke" que significa montanha arredondada ou de "menadena" que significa montanha isolada). Esta fotografia ilustra o monadnock de "Big Pinnacle" da Montanha do Piloto, na Carolina do Norte (EUA). Como se pode constatar, pode dizer-se, que um "monadnock" ou "inselberg" (termo alemão que designa ilha montanha utilizado pelos exploradores do século XVIII) é um monte, mais ou menos isolado, um cume ou uma pequena montanha, que se levanta de maneira abrupta de uma planície (que pode ser, ligeiramente, inclinada) e nos flancos do qual pode existir um pedimento, mais ou menos, desenvolvido (superfície de erosão que se forma a base de uma montanha ou escarpa retrogradante). Na parte central e sul do continente africano existem muitos "monadnock" graníticos que os autóctones chamam "kopje". A presença de um "monadnock" ou "inselberg" sugere, tipicamente, a existência, não muito longe, quer de um planalto quer dos seus vestígios. Isto é, sobretudo, evidente no caso dos inselbergues sedimentares, que, em geral, exibem as mesmas unidades estratigráficas que os planaltos circunvizinhos. Existem também "monadnocks" criados por intrusões vulcânicas, na medida em que elas são quase sempre mais dura e mais resistentes do que as rochas que elas invadem A erosão desgasta as rochas menos resistentes para formar uma planície, enquanto que as mais duras, isto é, as intrusões vulcânicas, resistente mais tempo e formam um montanha isolada, que com o tempo (geológico) desaparecerá também.
Monção..................................................................................................................................................................................................................................................................Monsoon
Mousson / Monzón / Monsun / 季风 / Муссóн / Monsone /
Inversão do vento sazonal acompanhado por mudanças na precipitação. Monção é utilizado, actualmente, para descrever as mudanças sazonais na circulação atmosférica e precipitação. Os sistemas de monção mais importantes ocorrem no Oeste Africano e Ásia-Austrália.
Ver: « Mudança Global »
&
« Clima »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »
O efeito de monção é causado pelo aparecimento sazonal de grandes diferenças térmicas entre os mares e as regiões continentais adjacentes nas zonas próximas dos bordos externos da célula de Hadley*. A diferença de temperaturas gera-se devido à uma muito menor capacidade térmica das superfícies emersas em relação às regiões marítimas. As rochas que constituem os solos têm uma capacidade térmica, relativamente, baixa quando comparada com a da água, a que acresce o facto da variação de temperatura, em geral, não se propagar em cada estação do ano para além do 1 a 1,5 m abaixo da superfície. Esta realidade contrasta com a superfície dos mares, onde a muito maior capacidade térmica da água acresce a existência de convecção e de vorticidade induzida pelos ventos e chuvas que levam ao aparecimento de uma camada de mistura, de temperatura, relativamente, homogénea, que em geral ronda os 50 m de espessura. A quantidade de calor que em cada estação quente é absorvida e acumulada nas águas do mar e é, incomparavelmente, maior do que a que acumulada em terra. Como consequência, as zonas terrestres aquecem com muito maior rapidez durante a estação quente, mas também arrefecem com ainda maior rapidez durante a estação fria. Em resultado destas diferentes dinâmicas, durante o Verão, a terra está mais quente que a água do mar, pelo que o ar quente sobre a terra tende a subir, criando uma área de baixa pressão atmosférica sobre a região, a qual contrasta com o ar mais fresco situado sobre o mar onde se forma uma região anticiclónica. Por sua vez, esta diferença de pressão atmosférica cria um vento constante no sentido do mar para terra, transportando para sobre o continente ar marítimo rico em humidade. Este ar, ao ser elevado pelo efeito convector, particularmente, quando está presente sobre a região a zona de convergência intertropical ou pelo efeito da presença de montanhas, esfria, o que provoca condensação e chuvas. Entre as latitudes de 30° N e 30° S, a atmosfera destaca-se por apresentar fracas amplitudes de temperatura, o que caracteriza uma região com ventos fracos predominantes.
(*) Modelo de circulação fechada da atmosfera terrestre predominante nas latitudes equatoriais e tropicais. Esta circulação está intimamente relacionada aos ventos alísios, às zonas tropicais úmidas, desertos subtropicais e correntes de jacto. Há três células de circulação primárias, conhecidas como célula de Hadley, célula de Ferrel e célula Polar. (https://pt.wikipedia. org/wiki/Célula_de_Hadley)
Monte Submarino de Darwin............................................................................................................................Darwin seamount
Mont sous-marin de Darwin / Monte submarino de Darwin / Darwin Seeberg / 海底山 / Подводная гора Дарвина / Monte sottomarino di Darwin /
Monte submarino reconhecido nas linhas sísmicas do Oceano Atlântico Norte e corroborado pelos resultados do DSDP 163/1 que indicaram uma fácies vulcânica, mais subaéreo do que de água pouco profunda. As terminações e geometria dos reflectores sísmicos associados com esta anomalia sugerem, fortemente, que os reflectores foram induzidos por escoamentos de lavas. O material vulcânico só se pode escoar num ambiente continental ou subaéreo, onde os períodos de imersão alternam com os períodos de exumação.
Ver: « Expansão Oceânica »
&
« SDR »
&
« Planície Abissal »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do Oceano Atlântico Norte, a grande anomalia sedimentar visível na parte Oeste foi interpretada desde sempre como um monte submarino*. Ela é conhecida de todos os geocientistas ingleses como o Monte Submarino de Darwin. Os resultados do DSDP** 163/1 corroboraram uma litologia vulcânica, mais subaérea do que de água pouco profunda. As terminações e geometria dos reflectores sísmicos associados com esta anomalia sugerem, fortemente, que os reflectores foram induzido por escoamentos de lavas (um derrame é, em geral, condicionado pela topografia e pela a velocidade, a qual depende da fluidez da lava função da composição química e temperatura do magma e da presença ou não de obstáculos ao escoamento. Na realidade, o material vulcânico só se pode escoar num ambiente continental ou subaéreo, onde períodos de imersão alternam com períodos de exumação e onde ele forma lençóis de lava. Dentro da água, o material vulcânico "gela" , quer dizer que se solidifica, rapidamente, e não se pode escoar, tendo tendência a formar lavas em travesseiro (“pillow lavas” em inglês). Assim, é possível que o monte submarino de Darwin corresponda mais a um vulcão da depressão do Rockwall (bacia tipo rifte desenvolvido na crusta continental entre a Irlanda e o Banco de Rockwall), a qual, mais tarde, durante uma fase ingressão marinha, foi coberto pelo mar, do que a um vulcão formado no fundo do mar. Os elementos ilustrados nesta tentativa corroboram a primeira conjectura (imersão de um vulcão continental ou subaéreo), os quais podem resumir assim: (i) Presença de uma depressão no topo da anomalia que pode ser interpretada como uma cratera vulcânica (ruptura da superfície por onde o magma, isto é, as massas de rocha em fusão total ou parcial que existem debaixo da superfície terrestre, sob alta pressão, chega a atmosfera); (ii) Convergência dos reflectores a partir da cratera, o que quer dizer que os escoamentos se adelgaçam à medida que eles se afastam do centro de emissão ; (iii) Configuração interna convergente dos intervalos definidos por dois reflectores consecutivos, o que quer dizer, que os escoamentos vulcânicos se adelgaçam, à media que a distância à cratera aumenta, até desaparecem por biséis de progradação ; (iv) Formação de deltas de lava, desde que um escoamento entra num corpo de água (lago ou mar epicontinental) o material vulcânico “congela", visto que ele não pode escoar-se dento dentro de água formando uma estrutura cuja geometria é muito semelhante à de delta, na qual muitos geocientistas ousam mesmo propor interpretações de estratigrafia sequencial ; (v) Três deltas de lava são, perfeitamente, visíveis no flanco Oeste da anomalia, o que pode ser interpretado como o resultado de três episódios transgressivos (três subidas significativas do nível do mar relativo ((nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) dentro de um intervalo, globalmente, retrogradante) ; (vi) No flanco Este, a presença de um grande delta de lavas é evidente, mas a individualização dos incrementos da subida do nível do mar relativo não é óbvia. Atenção ao artefacto sísmico induzido pela abrupta variação da lamina de água (em profundidade o Monte submarino de Darwin parece menos profundo). Por outro lado, a plataforma continental visível na parte Este desta tentativa de interpretação, é, em grande parte, o resultado do salto ou ajuste isostático induzido pela fusão do gelo da última glaciação, que tinha pressionado s massa terrestre devido ao enorme peso das calotas glaciárias, o que quer dizer que as terminações dos reflectores no fundo do mar são, principalmente, biséis de progradação por erosão (truncatura).
(*) Um monte submarino é uma montanha que se eleva do fundo do oceano, mas que não atinge o nível médio do mar. Convencionalmente, os geocientistas apenas consideram que os montes submarinos devem ter uma altura de pelo menos 1000 m acima do assoalhado oceânico circundante. A grande maioria dos montes submarinos são vulcões extintos que se elevam, de maneira abrupta, a partir de profundidades da ordem dos 1000 m a 4000 m debaixo do nível do mar.
(**) DSDP (“Deep Sea Drilling Project” em inglês, foi um importante projecto de perfuração dos depósitos oceânicos que existiu entre 1968 a 1983, cujos resultados foram, sobretudo, publicados pela Texas A & M University e pela Instituição Scripps de Oceanografia da Universidade da Califórnia, em San Diego).
Montículo (biséis somitais ascendentes).....................................................................................................Climbing Toplap Mound
Monticule (biseaux sommitaux ascendants) / Montículo (toplaps ascendentes) / Mound (Klettern toplap) / 上升顶超丘 / Холмик (пригорок) / Monticello (Biselli superiore ascendenti) /
Estrutura em forma de montículo na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados têm a geometria dos biséis somitais ascendentes.
Ver: « Montículo Caótico »
&<<<<
« Configuração dos Reflectores »
&
« Bisel Superior Ascendente »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Namíbia, no intervalo progradante, acima dos intervalos agradantes com uma configuração interna paralela, inclinando para o mar, pelo menos quatro discordâncias e podem reconhecer pelas superfícies sísmicas definidas pelas terminações dos reflectores, que aqui correspondem todos a linhas cronostratigráficas (interfaces entre grupos de camadas). Estas discordâncias, das quais unicamente duas foram rastreadas (linhas onduladas coloridas em vermelho) foram induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo, isto é, do nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou do fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (levantamento ou subsidência). Isto quer dizer, que o nível do mar, ao fim de cada descida do nível do mar relativo, ficou mais baixo do que o rebordo da bacia (condições geológicas de nível baixo). Estas descidas do nível do mar relativo, induzidas pelas variações eustáticas (variações do nível do mar global, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e pela subsidência térmica da margem divergente tipo Atlântico, são responsáveis das superfícies de erosão, que definem as discordâncias, particularmente, no talude continental superior e na planície costeira. Como ilustrado nesta tentativa, o preenchimento de um canhão submarino (talude continental superior), na discordância superior, e o preenchimento de um vale cavado (planície costeira), na discordância inferior, enfatizam as superfícies de erosão que limitam o ciclo sequência considerado. Convencionalmente, e a diferença de idade entre duas discordâncias é inferior a 3-5 milhões de anos, o intervalo sedimentar que elas limitam é considerado um ciclo sequência. Efectivamente, o ciclo-sequência ilustrado nesta tentativa de interpretação está limitado entre a discordância SB. 4,2 Ma (limite superior, cuja idade é de 4,2 milhões de anos atrás) e a discordância SB. 5,5 Ma (limite inferior, cuja idade é de 5,5 milhões de anos atrás), mas ele não está completo, quer isto dizer que alguns subgrupos de cortejos sedimentares não se depositaram ou foram erodidos. A discordância superior (SB. 4,2 Ma) é enfatizada pelo preenchimento de dois canhões submarinos (ou do mesmo preenchimento atravessado duas vezes pela linha sísmica), embora o preenchimento pertença ao ciclo-sequência sobrejacente. Da mesma maneira, a discordância inferior (SB. 5,5 Ma) pode ser caracterizada por um vale cavado, cujo preenchimento foi feito durante o depósito da parte terminal do prisma de nível baixo do ciclos sequência SB. 5,5 Ma / S.B. 4,2 Ma). O grupo de cortejos de nível alto (CNA) que é constituído por dois subgrupos: (i) O intervalo transgressivo (IT), na base e (ii) O prisma de nível alto (PNA), na base, não se depositou (é pouco provável que ele tenha sido erodido). Ao contrário, o grupo de cortejos de nível baixo (CNB), com os seus subgrupos de cortejos: (i) Cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em bege ; (ii) Cones submarinos de talude (CST), coloridos em laranja e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), colorido em violeta, estão bem desenvolvidos. Cada um destes subgrupos é reconhecido, sem grande dificuldade, pela configuração interna característica de cada um deles. Os cones submarinos de bacia (CSB) têm um configuração paralela. Os cones submarinos de talude (CST) têm uma configuração ondulada (estruturas em montículo), com biséis somitais ascendentes, a qual é induzida pelo depósito dos diques marginais naturais e a depressão que existe entre eles (geometria em asas de gaivota em voo de P. Vail). O prisma de nível baixo (PNB), que é o subgrupo superior do grupo de cortejos de nível baixo, tem um configuração progradante bem marcada. Todavia, na parte mais distal do prisma de nível baixo, muitas vezes, como é o caso nesta tentativa de interpretação, são visíveis, na base ou na continuação das progradações, igualmente estruturas em montículo que correspondem a turbiditos em telhado de ripas, que estão associados a corrente turbidíticas ou de turbidez criadas por deslizamentos ou instabilidades do rebordo continental, ou seja, da ruptura de inclinação das progradações do prisma de nível baixo (biséis somitais, que podem ser por sem depósito ou por erosão).
Montículo Caótico...........................................................................................................................................................................................Chaotic Mound
Monticule chaotique / Montículo caótico / Chaotische Hügel / 混乱的土堆 / Хаотичный холм / Monticello caotico /
Estrutura em forma de montículo na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou dos reflectores é muito desordenada e, por vezes, caótica.
Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Depósito de Transbordo »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore profundo do Golfo do México, os preenchimento das depressões (em amarelo), entre os depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos), criam pequenas anomalias monticulares com uma configuração interna, geralmente, caótica. Quando a morfologia do topo do preenchimento é convexa, é provável, que o preenchimento tenha uma fácies arenosa, o que quer dizer, que uma tal morfologia é resultado de uma compactação diferencial. Caso contrário, isto é, quando a morfologia do topo do preenchimento é côncava, geralmente, a fácies do preenchimento é argilosa. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação, as relações geométricas e as terminações dos reflectores são características dos cones submarinos de talude, que se depositam em condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Os dois subgrupos inferiores do grupo de cortejo de nível baixo, isto é, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST), são os únicos intervalos sedimentares do ciclo sequência que se depositou durante as descidas significativas do nível do mar relativo. Durante a parte final de deposição dos cones submarinos de talude (CST) é possível que o nível do mar relativo, isto é, do nível do mar, local que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro d Terra ou a um satélite, e da tectónica, já esteja a subir. Os outros subgrupos de de cortejos sedimentares que, normalmente, com os cones submarinos, constituem um ciclo sequência, isto é, o prisma de nível baixo (PNB), o intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA) só se podem depositar quando há uma aumento do espaço disponível para os sedimentos (aumento da acomodação). Durante o intervalo transgressivo, o aumento da acomodação é induzido por ingressões marinhas (ou incrementos de uma ingressão marinha) cada vez mais importantes, que enfatizam subidas do nível do mar em aceleração, enquanto que nos primas de nível baixo (PNB) ou alto (PNA), as ingressões marinhas (ou os incrementos de uma ingressão marinha) são cada vez mais pequenos, o que significa que o nível do mar relativo sobe em desaceleração. Na curva das variações do nível do mar relativo, os sector de geometria côncava crescente (1a e 2a derivadas da curva são positivas) sublinham uma subida do nível do mar em aceleração, enquanto que os sectores de geometria crescente convexa (1a derivada positiva e 2a derivada negativa) enfatizam uma subida do nível do mar relativo em desaceleração. Isto quer dizer, que em nível de um ciclo sequência, para haver deposição (excepção feita para os cones que são associados a correntes de turbidez) o nível do mar relativo tem sempre que subir. Assim, dizer que quando o nível do mar sobe há uma “transgressão” e que quando o nível do mar desce há uma “regressão”, sem especificar o nível hierárquico de deposição (ciclos de invasão continental, subciclos de invasão continental ou ciclos-sequência) e o que se entende por transgressão e regressão, é não ter a menor ideia dos princípios de base da estratigrafia e, em particular, da estratigrafia sequencial. A jusante do rebordo da bacia, onde se depositam os cones submarinos de bacia e de talude, há sempre espaço disponível para os sedimentos, uma vez que lâmina de água é importante. A única coisa que é necessário para que haja deposição é que haja sedimentos. Para isso tem que haver correntes de turbidez. Assim, quando as correntes de turbidez, que transportam os sedimentos para a bacia, perdem velocidade, elas depositam os sedimentos (mais grosseiros) sob a forma de lóbulos, em geral, de cada lado do leito da corrente ou da depressão utilizado pela corrente. Os sedimentos mais finos são transportados para mais longe pela parte central da corrente, que é a parte da corrente mais energética e com mais capacidade de transporte. A depressão que se forma entre os dois primeiros lóbulos laterais canaliza os escoamentos seguintes, que têm que transbordar a depressão para depositar os sedimentos sob a forma de diques marginais naturais turbidíticos. Pouco a pouco, a depressão central torna-se cada vez mais importante e pode mesmo acentuar-se por erosão da base feita pelas correntes turbidíticas. Desde que o acarreio sedimentar diminui, em geral, a depressão entre os diques marginais naturais é preenchida, em retrogradação, por sedimentos de maneira, menos ou menos, caótica.
Montículo Complexo...........................................................................................................................................................................Complex Mound
Monticule complexe / Montículo complejo / Komplexe Hügel / 复合丘 / Комплексный холм / Monticello Complesso /
Estrutura em forma de montículo, numa secção geológica ou sísmica, na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados tem uma geometria muito complexa.
Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Montículo Caótico »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço (Canvas) de um detalhe de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, as anomalias sedimentares localizadas na base da bacia cratónica (que se desenvolve na crusta continental antiga e, que, geralmente, é criada por uma subsidência térmica regional) sugerem, fortemente, depósitos turbidíticos do talude continental. A morfologia destas anomalias e a configuração interna permite considera-las com exemplos de estruturas monticulares complexas. Como sugerido nesta tentativa de interpretação, estas anomalias são, provavelmente, cones submarinos do talude (CST) que foram ligeiramente erodidos, provavelmente por correntes de contorno (escoamentos de água intensos, estreitos e bem definidos, que fluem ao largo das margens continentais oeste das bacias oceânicas). A formação dessas estruturas tem sido bastante descrita na literatura. Nesta caso particular, estas anomalias fossilizam, em grande parte, a discordância BUU (correlaciona, lateralmente, com a verdadeira ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia) que, aqui, separa uma bacia de tipo-rifte da bacia cratónica do Mar do Norte. Esta discordância (superfície de erosão ou a sua paraconformidade correlativa em água profunda) corresponde a uma mudança do tipo de subsidência. Na bacia de tipo rifte, a subsidência era diferencial (alargamento da crusta continental da litosfera do supercontinente, o qual só se pode fazer, de maneira significativa, por falhas normais), enquanto que durante a bacia cratónica, a subsidência era térmica (reequilabragem das isotérmica). A subsidência pode corresponder a um resfriamento da superfície terrestre. As causas da subsidência podem ser uma carga sedimentar, uma actividade tectónica ou uma contracção térmica durante o resfriamento da crusta. De facto, as bacias sedimentares não são produzidas por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. Quando uma bacia se forma, por alongamento, falhas normais forçam sedimentação na bacia, mas isso parece não é suficiente para formar realmente uma bacia sedimentar. Um resfriamento litosférico profundo (serragem das isotérmicas) induz uma contracção térmica para recuperar o equilíbrio isostático, o que causa, naturalmente, uma subsidência térmica que, normalmente, desempenha o papel de principal na evolução da bacia depois da subsidência tectónica cessar. No Mar do Norte, o deslocamento, para Oeste, da anomalia térmica da litosfera do supercontinente Pangeia, responsável pelo alargamento da crusta continental (fase de "riftização" ou de alargamento), teve várias consequências nesta área: (i) Fim da formação das bacias do tipo-rifte (fim do alargamento) ; (ii) Deslocamento para Oeste da ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia ; (iii) Formação da discordância BUU, induzida pela ruptura da litosfera ; (iv) Subida do nível do mar absoluto ou eustático, uma vez que o volume das bacias oceânica aumentou (formação de dorsais oceânica) ; (v) Formação de uma bacia cratónica por subsidência térmica para equilibrar as isotérmicas, por resfriamento e uma contracção térmica da litosfera profunda afim recuperar o equilíbrio isostático rompido pela anomalia térmica e pela subsidência diferencial associada ; (vi) Deposição de cones submarinos de cones submarinos de bacia e de talude sobre a discordância BUU (nesta tentativa de interpretação, isto é, em água profunda, é melhor dizer sobre o limite inferior do ciclo estratigráfico, uma vez que a discordância passa, lateralmente e em profundidade, a uma conformidade correlativa), provavelmente, em condições de nível alto do mar (modelo de deposição de E. Mutti) em associação com deslizamentos e rupturas da ruptura continental e do talude continental, assim como, com períodos de cheia dos rios. São estes cones submarinos de talude que podem ser considerados como anomalias sedimentares do tipo monticular complexo. Como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, o limite superior dos cones submarinos de talude, que no momento de deposição é completo, foi erodido, provavelmente, por correntes de contorno, que transportaram os sedimentos, não para muito longe, para os depositar sob a forma de contornitos (corpos arenosos, em geral, redepositados por correntes de contorno, que pode conter uma grande quantidade de minerais pesados como alanite, zircão, turmalina etc.), que nesta área são caracterizados por um ângulo de deposição de cerca de 10-15°, o que contrata fortemente como inclinação deposicional dos cones submarinos de bacia.
Montículo de Deslizamento......................................................................................................Slide Mound, Slump Mound
Monticule de glissement / Montículo de deslizamiento / Slump Hügel / 滑塌丘 / Сдвиговый холм / Monticello di scivolamento /
Estrutura em forma de montículo numa secção geológica ou linha sísmica, localizada num contexto de deslizamento e na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados têm uma geometria de desmoronamento.
Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Montículo Complexo »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica do Golfo do México, onde as estruturas salíferas são frequentes, pode observar-se uma série de montículos de deslizamento, em particular, nas chamadas bacias salíferas de evacuação (“mini basins” dos geocientistas americanos), que são, quase sempre, rodeadas por domos de sal. Os domo de sal, que se formam devido a flutuabilidade relativa do sal quando é enterrado debaixo de outros tipos de rochas, são estruturas diapíricas em forma de cogumelo e não de forma cilíndrica, como muitos pensam (forma cilíndrica é impossibilidade física, visto que a densidade do sal é constante em profundidade, o que não é o caso dos sedimentos) que, geralmente, têm uma rocha de cobertura sobrejacente. Como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, estas anomalias fossilizam, parcialmente, os limites inferiores dos ciclos sequência, isto é, as paraconformidades correlativas, em água profunda, das discordâncias visíveis à montante. Na realidade, estas discordâncias são, geralmente, reconhecidas, facilmente, pelas terminações dos reflectores subjacentes e sobrejacentes, mas, também, pela presença de preenchimentos de canhões submarinos e de vales cavados. Provavelmente, os montículos de deslizamento desta tentativa de interpretação correspondem, a cones submarinos de bacia (CSB) que se depositaram em pequena bacias criadas pela subsidência compensatória que acompanha a expulsão total ou parcial do sal do horizonte salífero subjacente. Estas pequenas bacias são, em geral, cercadas por todos os lados, quer por domos de sal quer por paredes de sal (estruturas salíferas diapíricas alongadas, discordantes, que, geralmente, formam alinhamentos sinuosos, mais ou menos, paralelos). Se o sal da parte central de um grande e espesso horizonte salífero, como, um manto salífero, começa a escoar-se lateralmente, uma grande depressão que se forma nos sedimentos suprassalíferos. É neste tipo de depressões ou bacias deste tipo (denominadas bacias de expulsão ou evacuação do sal), que se formam as anomalias de deslizamentos ilustradas nesta tentativa. Em termos de estratigrafia sequencial, pode dizer-se que estas anomalias podem estar associadas a descidas do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) induzidas pela acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e pelo levantamento diapírico de certas partes do horizonte salífero (modelo de deposição dos turbiditos de P. Vail). Embora, correntes de turbidez induzidas por deslizamentos e rupturas de instabilidade desenvolvida em condições geológica de nível alto (modelo de deposição de E. Mutti) não possam ser excluídas. Na realidade, é possível que os movimentos verticais, e para cima, induzidos pelo diapirismo* de rochas mais profundas tenham destabilizado os sedimentos das bacias por expulsão do sal, e que os sedimentos tenham deslizado, por correntes de turbidez, para a parte central da bacia. Neste exemplo, obviamente, os ciclos-sequência, delimitados entre os horizontes vermelhos (limites de sequência que podem ser discordâncias ou paraconformidades correlativa de água profunda), estão incompletos. Os grupos de cortejos de nível alto (CNA) não se depositaram. Os intervalos transgressivos (IT) e os prismas de nível alto (PNA) estão ausentes. Unicamente os sedimentos dos grupo de cortejos cortejos de nível baixo (CNB) se depositaram. Todavia, os três subgrupos que formam estes grupos de cortejos estão todos representados. De baixo para cima reconhecem-se : (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB). Os cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em caqui, têm uma configuração monticular. Os cones submarinos de talude (CST), coloridos em violeta, têm uma configuração ondulada com a geometria da asas de uma gaivota em voo (uma depressão central ladeada por dois corpos fusiformes). O prisma de nível baixo (PNB), coloridos em rosado, tem uma configuração paralela aparente, uma vez que, nas linhas sísmicas perpendiculares, a configuração interna é progradante. Em certos casos, devido às condições impostas pelo sal, neste tipo de bacia, os montículos de deslizamento podem também estar associados aos cones submarinos de talude (CST).
(*) O diapirismo, senso lato, é um processo geológico pelo qual um material ígneo ou sedimentar profundo, por razões diversas, perfura ou tenta perfurar camadas sedimentar sobrejacentes.
Montículo Recifal (recife monticular)..............................................................................................................................................Reef Mound
Montícule récifale / Montículo Recifal / Reef Hügel / 礁丘 / Риф курган / Monticello Reef /
Anomalia sedimentar em forma de montículo constituída por lama calcária bioclástica e pequenos níveis de construções orgânicas. Este montículo recifal refere-se sobretudo às anomalias autóctones controladas biologicamente, as quais são geneticamente diferentes das anomalias hidrodinâmicas, que são acumulações alóctones de detritos de esqueletos, como restos de crinóides ou de recifes.
Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Recife »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia, uma anomalia sedimentar recifal é visível na parte superior de um ciclo estratigráfico (ciclo-sequência) individualizado por duas discordâncias (discordância inferior e superior ou superfícies de afogamento) que a limitam (enfatizadas em vermelho). No que diz respeito ao limite inferior deste ciclo-sequência, a grande maioria dos geocientistas considera que ele corresponde a uma discordância, isto é, a uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do mar relativo (nível do mar, local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica), suficientemente, importante para pôr o nível do mar mais baixo do que rebordo da bacia. Ao contrário, o limite superior é interpretado de maneiras diferentes segundo que os geocientistas são adeptos da escola de Vail (estratigrafia sequencial, como considerada pela maioria dos geocientistas de Exxon) ou da escola de de W. Schlager (carbonatos). Para os primeiros ele corresponde a uma discordância criada por uma descida significativa do nível do mar relativo. Para os segundos, ela corresponde a uma superfície de inundação criada por uma subida importante do nível do mar relativo que pôs os sedimentos debaixo da zona fótica. Isto quer dizer, que se intervalo superior do ciclo-sequência for uma plataforma carbonatada, o que é o caso neste exemplo, ela extingue-se por afogamento (aumento importante da lâmina de água), uma vez que debaixo da zona fótica não pode haver formação de carbonatos. Na interpretação aqui proposta, este limite é considerado como uma discordância (descida significativa do nível do mar relativo), uma vez que, lateralmente, se depositaram cones submarinos de bacia e talude não só de fácies carbonatadas, mas também, de fácies arenosas. As grandes ondulações dos reflectores subjacentes ao ciclo sequência considerado, que é formado, principalmente, por carbonatos, correspondem a artefactos sísmicos induzidos, em grande parte, mas não só, por variações de espessura dos carbonatos (mudanças laterais de velocidade). Provavelmente, o soco é, igualmente, afectado por um tal artefacto. Dentro do intervalo sísmico limitado pelas discordâncias coloridas em vermelho podem reconhecer-se os dois grupos de cortejos sedimentares que, normalmente, formam um ciclo sequência: (i) Grupo de cortejos de nível alto (CNA), o qual é constituído por dois subgrupos de cortejos sedimentares: a) na base, os cortejos do sedimentares que formam intervalo transgressivo (IT), que está colorido em verde e (ii) no topo, os cortejos sedimentares que formam o prisma de nível alto (PNA), que está colorido em laranja ; (ii) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB), o qual está representado apenas pelo prisma de nível baixo (PNB), e no qual se pode evidenciar uma fase inicial (colorida violeta escuro) e uma fase tardia (colorida violeta claro). Na parte somital do prisma de nível alto, uma estrutura monticular recifal é fácil identificar assim como o a reflexão sísmica induzida, provavelmente, pelo plano de contacto petróleo (água) de uma eventual acumulação de hidrocarbonetos. Não esqueça que 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.
Montículo Sedimentar....................................................................................................................................................Sedimentary Mound
Monticule sédimentaire / Montículo sedimentario / Sedimentary Hügel / 沉积丘 / Осадочный холм / Monticello sedimentario /
Estrutura sedimentar com geometria, mais ou menos, ondulada, normalmente, ligada à anomalias sedimentares e que se pode encontrar-se em qualquer cortejo sedimentar. A configuração interna destas anomalias permite classificá-las em diferentes tipos, cuja denominações variam segundo os geocientistas: (i) Montículo com estrutura agradante ; (ii) Montículo com estrutura complexa ; (iii) Montículo com estrutura em telhado de ripas ; (iv) Montículo com estrutura inclinada ; (v) Montículo com estrutura progradante ; (vi) Montículo com estrutura caótica ; (vii) Montículo com estrutura perturbada ; (viii) Montículo com estrutura truncada. Cada um destes tipos é, frequentemente, associado a corpos geológicos típicos : (a) Cones submarino de bacia (CSB) ou de talude (CST); (b) Cones turbidíticos na base das progradações, isto é, turbiditos em telhado de ripas ; (iii) Contornitos ; (iv) Deslizamentos ; (v) Plataforma carbonatadas ; (vi) Recifes, etc.
Ver: « Estrutura Sedimentar »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Contornita »
Nas linhas sísmicas, o termo montículo é um termo muito geral utilizado, normalmente, para designar configurações de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, formando elevações ou proeminências que se levantam acima do nível médio dos depósitos sedimentares circunvizinhos. Muitos dos montículos correspondem a anomalias topográficas resultantes de processos sedimentares clássicos, como, vulcanismo ou construções orgânicas. Geralmente, eles são, relativamente, pequenos e com extensão limitada, mas podem ser definidos por uma malha sísmica convencional (3 km x 3 km). Como ilustrado nesta figura, eles caracterizam-se por biséis de agradação e de progradação dos sedimentos internos e sobrejacentes. Devido às variadas origens que os montículos podem ter, eles podem exibir diversas formas externas e diversas configurações internas. Como a grande maioria das subdivisões são descritivas (baseada na configuração interna e na geometria externa), elas devem ser sempre consideradas como uma etapa preliminar de uma interpretação genética. Dentro de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de Talude (CST), assim com as estruturas de deslizamentos, contornitas, construções recifais, intrusões vulcânicas, etc., têm, quase sempre, uma geometria monticular. As contornitas são depósitos de água profunda associados com os cones submarinos de bacia e, geneticamente, induzidos por correntes de contorno criadas pela força de Coriolis. Litologicamente, os contornitos são formados por pacotes espessos de areia fina (sem matriz argilosa), com geometria progradante e uma inclinação ascendente (biséis superiores ascendentes). Certos geocientistas, como Bouma, chamaram contornitas às estruturas de mar profundo (canais preenchidos por um aporte lateral), encontradas no fliche da Suíça, as quais são caracterizadas por uma abundância significativa de minerais pesados, como por exemplo zircão, allanite, etc. Nesta figura estão ilustradas os mais frequentes tipos de estruturas sísmicas associados a montículos sedimentares: (i) Homogéneo com cobertura, muitas vezes associado a construções recifais sem reflectores cobertas por argilitos pelágicos ; (ii) Contornita monticular, associado com erosões de cones submarinos de bacia, por correntes de contorno e uma redeposição quase imediata não muito longe dos cones submarinos ; (iii) Deslizamento, associado a depósitos de talude com configuração interna, mais ou menos, caótica ; (iv) Montículo vulcânico, associado, muitas vezes, com um alastramento vulcânico subaério em associação coma ruptura da litosfera de um supercontinente ; (v) Cone complexo compósito, associado com os cones submarinos de talude e, particularmente, com os complexos de depressões (canais) e diques marginais naturais turbidíticos (estruturas em asas de gaivota em voo de P. Vail) ; (vi) Ondulado, associado com depósitos de talude continental e depósitos turbidíticos em, particularmente, com os cones submarinos de talude (CST), mas também visível em certas bacias salíferas em associação com a halocinese ; (vii) Homogéneo com difracções, associada com construções recifais e intrusões vulcânicas, particularmente, nas linhas sísmicas não migradas ; (viii) Recife com levantamento, associado a construções recifais sem porosidade evidente (presença de efeitos de levantamento de velocidade*, “pull-up” dos geocientistas anglo-saxões) fossilizadas por argilitos transgressivos ou de água profunda ; (ix) Banco marginal com depressão, associado com construções recifais com porosidade potencial (presença de efeito de depressão de velocidade) fossilizadas por argilitos profundos ; (x) Cone complexo simples, associado quer com cones submarinos de bacia (CSB) ou de talude (CST), quer com vulcanismo.
(*) Os termos levantamento de velocidade ("velocity pull-up" em inglês) e depressão de velocidade ("velocity push-down") referem-se a dados sísmicos (tempo duplo). A ideia básica é que, localmente, há uma anomalia de velocidade das ondas sísmicas que afectam as estruturas em tempo. Se imaginarmos um intervalo plano em profundidade e que acima dele o fundo do mar também é plano. As imagens em profundidade e em tempo serão as mesmas, ou seja uma estrutura é plana. Agora, se imaginarmos que há um grande canhão submarino com um perfil em V no fundo do mar, as trajectórias dos raios sísmicos desde a superfície até o evento plano, que não atravessam o desfiladeiro permanecerão inalteradas (o tempo de trajecto é o mesmo). Todavia as trajectórias dos raios desde a superfície que atravessam o canhão levarão mais tempo a atingir o evento plano, porque o comprimento das trajectórias na água é maior e que na água as velocidade das ondas sísmicas é mais pequena do que nos sedimentos. Assim, numa linha sísmica, em tempo duplo, a estrutura que é plana em profundidade parecerá, em tempo, deformada para baixo, porque a trajectória dos raios sísmicos passou por mais água do que por sedimentos. O efeito inverso (levantamento de velocidade) ocorre quando localmente existe uma anomalia de alta velocidade, como halite, ou um recife de carbonato. (http://forum.detectation.com/viewtopic. php?f=28&t=3641).
Montículo em Telhado de Ripas........................................................................................................................Shingled Mound
Monticule type toiture en bardeaux / Montículo en tejado “ Shingled ” / Geschuppt Hügel / 叠瓦状丘 / Холм типа «черепичная крыша» / Monticello scandole /
Estrutura em forma de montículo, numa secção geológica ou sísmica, na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou dos reflectores associados tem uma geometria progradante semelhante à geometria de um telhado de ripas. Este tipo de estruturas é característico dos turbiditos depositados na base das progradações dos prismas de nível alto e baixo no seguimento de instabilidades e rupturas do rebordo continental.
Ver: « Montículo Sedimentar »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Turbiditos »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), onde a profundidade de água aumenta para o continente (Oeste), devido à erosão do fundo do mar induzida pelo movimento de arrastamento dos icebergues no fundo do mar, o intervalo colorido em amarelo, no interior do qual se vêm progradações, que se sobrepõem umas às outras (pequena agradação em relação à progradação), pode ser considerado como uma anomalia sedimentar monticular com uma configuração interna em telhado de ripas. Esta tentativa de interpretação, que não está feita ao nível dos ciclos sequência, ou seja, na qual as discordâncias (superfícies de erosão) que limitam os ciclos sequência não estão enfatizadas (unicamente os diferentes pacotes sedimentares foram considerados, independentemente da sua hierarquia estratigráfica). Todavia, em termos de estratigrafia sequencial, pode dizer-se que o intervalo progradante, colorido em amarelo) corresponde a sistemas de deposição turbidítica associado com a progradação de um prisma de nível baixo (PNB) de um ciclo sequência e não a cones submarinos da bacia (CSB). Esta hipótese, admitida, nos anos 70, por alguns geocientistas da companhia CFP (hoje Total S.A.), foi corroborada pelos resultados de um poço de pesquisa do petróleo (poço ≠1) e, particularmente, pelos núcleos de perfuração. Com efeito, o estudo dos núcleos de perfuração mostrou, claramente, que o intervalo correspondia a uma superposição de lóbulos submarinos. Ao nível dos ciclos-sequência, os dados sísmicos regionais sugerem, fortemente, que estes lóbulos submarinos não estavam associados ao subgrupo inferior do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), isto é, aos cones submarinos de bacia (CSB), nem, mesmo, aos cones submarinos de talude (CST), que formam o subgrupo membro médio, mas ao subgrupo superior, isto é, ao prisma de nível baixo (PNB). Efectivamente, nas linhas sísmicas bem orientadas (longitudinais em relação ao acarreio sedimentar), os lóbulos localizam-se na continuação dos biséis de progradação de um prisma de nível baixo. As diagrafias eléctricas deste poço de pesquisa, correspondentes a este intervalo sedimentar, exibem uma morfologia típica do que hoje se chama "turbiditos em telhado de ripas" (localizados na base das progradações de um prisma de nível baixo), isto é, uma sobreposição de corpos arenosos (por vezes com fragmentos de glauconite e carvão nos detritos de sondagem) com limites muito nítidos, que nas diagrafias se traduzem por uma geometria, mais ou menos, cilíndrica quer da diagrafia do raio gamma (GR) quer do potencial espontâneo (PS). Este poço de pesquisa foi perfurado em 1976 e os primeiros estudos de laboratório feitos nas amostras recolhidas sobre o testemunho de perfuração refutaram, completamente, a tentativa de interpretação proposta acima. O relatório do laboratório indicava que o testemunho de perfuração tinha atravessado vários horizontes carbonatos. Uma tal refutação desorientou os geocientistas encarregados da interpretação das linhas sísmicas, que não compreendiam, e com razão, a presença de horizontes carbonatados num montículo turbidítico. Uma reexaminação do núcleo de perfuração, evidenciou um erro importante na amostragem. Na realidade, no laboratório da companhia, o geocientista encarregado da amostragem, que não tinha a mínima ideia do que devia amostrar, uma vez que não sabia o que era um depósito turbidítico (geocientista, inductivista ingénuo*, apologista da “Tabula Rasa” na pesquisa petrolífera), deu uma preferência muito particular às figuras de escape de água (“dish structures” dos geocientistas de língua inglesa), que sendo muito ricas em cimento calcário / siderítico, induziram em erro os colegas do laboratório. As estruturas em prato (“dish structures”), frequentemente, encontradas nas camadas turbidíticas arenosas e outros tipos de depósitos clásticos que resultam de fluxos gravitários de sedimentos subaquáticos são um tipo de estruturas sedimentares formadas por liquefação e fluidificação de água carregada de sedimentos macios durante ou imediatamente após a deposição.
(*) Geocientistas que prefere não ter ideia nenhuma do que esta a fazer afim de não contaminar as suas observações com ideias pré-concebidas. Infelizmente um geocientista, só vê num linha sísmica ou no campo aquilo que sabe e aquilo que espera encontrar (“knowledge and Expectations" of Sir K. Popper).
Montículo Truncado......................................................................................................................................................................Truncated Mound
Monticule tronqué / Montículo truncado / Abgeschnittene Hügel / 截断丘 / Усеченный холм / Monticello troncato /
Estrutura em forma de montículo numa secção geológica ou sísmica, na qual o limite externo é o resultado de uma erosão, a qual pode ter truncado, mais ou menos, as camadas ou reflectores internos, que definem a configuração interna do montículo. Este tipo de estrutura encontra-se, com frequência, associado às contornitas.
Ver: «Montículo Recifal »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Erosão »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, é fácil de reconhecer que a morfologia original dos cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em cinzento) foi muito afectada pela erosão das correntes de contorno (que se escoa m segundo linhas isopicnicas, ou seja, de igual densidade, mais ou menos, paralelamente aos contornos batimétricos da parte inferior do talude continental e que é, muitas vezes, responsável pela deposição de contornitas) o que criou um montículo truncado ou montículo por truncatura. Por cima da discordância (colorida em vermelho), que separa a bacia de tipo rifte, caracterizada por uma subsidência diferencial (estruturas em demigrabens), da bacia cratónica do Mar do Norte, que é caracterizada por uma subsidência térmica (re-equilíbrio das isotérmicas), depositaram-se cones submarinos de bacia. As causas da subsidência podem ser uma carga sedimentar, uma actividade tectónica ou uma contracção térmica durante o resfriamento da crusta. Uma subsidência térmica corresponde a um resfriamento da superfície terrestre. De facto, as bacias sedimentares não são produzidas por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. Quando uma bacia se forma, por alongamento, em associação com uma anomalia térmica positiva (levantamento induzido por uma serragem das isotérmica), as falhas normais controlam o espaço disponível para sedimentação, mas isso parece não é suficiente para desenvolver uma bacia cratónica como a do Mar do Norte. Um resfriamento litosférico profundo (serragem das isotérmicas) é necessário o que induz uma contracção térmica afim de recuperar o equilíbrio isostático, o que causa, naturalmente, uma subsidência térmica que, normalmente, desempenha o papel de principal na evolução da bacia depois da subsidência tectónica cessar. Estes lóbulos turbidíticos, depositados durante a descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto ou eustático, referenciado ao centro da terra, e da tectónica), que induziu a discordância entre as duas bacias sedimentares, têm uma configuração interna, mais ou menos, paralela. As correntes de contorno que erodiram, lateral e verticalmente, uma grande parte dos cones submarinos da bacia, redepositaram os sedimentos erodidos como contornitas (coloridas em caqui). Uma parte destas contornitas fossilizam mesmo a superfície de erosão dos cones submarinos de bacia. Vários poços de pesquisa petrolífera atravessaram não só os cones submarinos da bacia, mas também os contornitos. As diagrafias dos poços e, sobretudo, a diagrafia de inclinação, corroboram a configuração interna, mais ou menos, paralela dos cones submarinos de bacia (coloridos em cinzento), sugerida pelos dados sísmicos, com valores máximos da inclinação das superfícies de estratificação de 1°, praticamente, em todas as direcções. Os resultados das diagrafias de inclinação ("dipmeter"), obtidos nas contornitas, mostram, claramente, a diferença entre estes dois tipos de anomalias sedimentares, uma vez que eles sugerem inclinações das superfícies de estratificação de cerca de 10-15° para Este. Um outra diferença, muito importante para a indústria petrolífera, entre estes dois corpos arenosos, é que as rochas-reservatório associadas aos cones submarinos têm, em geral, uma matriz argilosa importante, enquanto que ela, praticamente, não existe nas contornitas, as quais, por outro lado, são, particularmente, ricos em minerais pesados, tais como, zircão, alanite, etc. Lembremos que o fliche ("flysch" dos geocientistas suíços de língua alemã) é um um depósito sedimentar clástico que consiste numa alternância de arenito e margas acumuladas numa bacia oceânica, em fase de fecho, no âmbito de uma orogénese), em particular dos Alpes suíços corresponde, praticamente, ao que se chama hoje, na estratigrafia sequencial, depósitos turbidíticos e, particularmente, aos cones submarinos de bacia, Nos anos 60, Bouma reconheceu no fliche dos Alpes suíços, preenchimentos arenosos de canais, sem matriz argilosa, mas muito ricos em minerais pesados que os camponeses exploraram economicamente. Bouma considerou que esses canais eram o resultado da erosão produzida por correntes de contorno (correntes de fundo que se escoam paralelamente à direcção de inclinação do talude continental), e que os preenchimento, que ele chamou contornitas, eram directa ou indirectamente associados a erosão do fliche.
Moreia.........................................................................................................................................................................................................................................................................Moraine
Moraine / Morena (o morrena) / Moräne / 冰碛 / Морена / Morena /
Acumulação de calhaus e areia grosseira, não estratificada, com forma de montículo ou crista, depositada pela acção directa de um glaciar, que repousa sobre uma grande variedade de formas topográficas. Há vários tipos de moreias, uns que formam paisagens, facilmente, reconhecidas e outros que existem, unicamente, quando o glaciar ainda é presente. As moreias associadas com a presença de um glaciar são : (i) Moreias supraglaciárias e (ii) Moreias englaciárias (moreias no glaciar).
Ver: « Ambiente Sedimentar »
&
« Glacioeustasia »
&
« Deposição Fluvial »
Os glaciares de vale, como os ilustrados nesta figura, formam uma rede dendrítica. A zona de alimentação compreende várias línguas que vêm dos circos superiores. Essas línguas unem-se em confluências e, na parte jusante, só a língua resultante desce a topografia transversal convexa, uma vez que a ablação é mais importante nos bordos. A superfície de um glaciar é, mais ou menos, recoberta de depósitos (moreias). Os tipos de moreias que criam formas topográficas são: (i) Moreias laterais, que se formam nos lados do glaciar, na proximidade das vertentes, por incorporação do material que sofreu erosão ou que foi fragmentado pelos ciclos de gelo e degelo da água e que é, facilmente identificado pela sua cor escura; (ii) Moreias medianas, que se formam quando as moreias laterais de dois glaciares se fundem, passando a localizar-se no centro do glaciar ; (iii) Moreias de fundo, que se formam pela deposição de material debaixo do gelo do glaciar, em contacto com o substrato ; (iv) Moreia frontais, formadas pelo material transportado na frente do glaciar que é empurrado para jusante, formando um depósito proeminente ; (v) Moreias de recessão, que se formam, perpendicularmente, às moreias laterais, como uma série de cumes transversais que atravessam um vale atrás de uma moreia terminal, durante paragens temporárias de um glaciar em fase de adelgaçamento e que são compostas de detritos, não consolidados, depositados pelo glaciar e (vi) Moreias terminais, quando o glaciar se adelgaça, ele deixa uma moreia que marca a posição mais distal do glaciar. As moreias laterais são formadas pelos materiais que caíram sobre o glaciar ou que foram arrancados por ele às paredes do vale. Quando duas correntes de gelo confluem, como ilustrado nesta figura, forma-se uma moreia mediana por justaposição de duas moreias laterais. O glaciar pode transportar pedras no interior da massa de gelo. Elas constituem a moreia interna (não representada neste esquema), mas parece que esta carga interna é pouco significativa. Ao contrário, as moreias do fundo, constituídas por blocos e material triturado no base do glaciar, representam um volume apreciável. O glaciar deposita na sua frente os materiais transportados. Eles constituem a moreia terminal ou frontal, que certos especialistas chamam "vale moreíco". As moreias terminais, só se depositam se a frente dos glaciares for estacionária durante um certo tempo no mesmo lugar, ou se o glaciar as empurra à frente deles durante uma progressão glaciar (moreia de empurrão ou impulso). Quando os glaciares se adelgaçam as moreia frontais são abandonadas e um outro tipo de moreia frontal se deposita (moreia de recessão) se as frentes do glaciares estacionarem. Todas estas formas de acumulação não são particulares aos glaciares de vale, mas é neles que os diferentes tipos são fáceis de reconhecer. Por definição um glaciar corresponde a uma massa de gelo, mais ou menos, extensa formada por compactação de camadas de neve, que devido ao seu próprio peso, expulsam o ar que elas contém, transformando-a numa massa compacta de gelo, que se escoa, lentamente, sob o efeito da gravidade ao longo de um declive ou fluência. O gelo comporta-se como um sólido quebradiço até que a sua espessura atinja, mais ou menos, 50 metros. Uma vez este limite ultrapassado, o gelo comporta-se como um material plástico e começa a fluir. Efectivamente, o gelo de um glaciar é um conjunto de camadas de molécula empacotadas umas sobre as outras, mas como as ligações entre as camadas são mais fracas do que as existentes dentro de uma camada, quando os esforços excedem as forças das ligações que mantêm as camadas unidas, estas deslocam-se uma sobre as outras, o que quer dizer que o gelo se escoa. Como disse Cesare Emiliani (1992), um glaciar sendo uma corrente de gelo só pode avançar costa abaixo, ele nunca pode recuar (um glaciar não é como um automóvel que tem uma marcha atrás). Todavia quando a ablação é superior à acumulação, um glaciar adelgaça-se o que, globalmente, pode desenvolver uma geometria retrogradante. O mesmo se passa com os depósitos costeiros, uma vez que eles são sempre progradantes, quer isto dizer, que eles se deslocam sempre para o mar. Todavia, quando induzidos por ingressões marinhas cada vez mais importantes, as regressões sedimentares associadas são cada vez menos importantes, o que globalmente cria um geometria retrogradante, que faz dizer a muitos geocientistas que os depósitos costeiros se deslocam para o continente, o que, obviamente, não é verdade.
Moreia Englaciar...................................................................................................................................................................................Englacial Moraine
Moraine englaciaire / Morena englaciar / Moräne internen / 碛内部 / Внутренняя морёна / Morena interna /
Todo o material armazenado dentro de um glaciar. Uma moreia englaciar, inclui não só o material que cai nas fissuras do glaciar, mas também as rochas que foram arrancados do leito do glaciar.
Ver: « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Fundo »
Nesta fotografia, a moreia supraglaciar (material na superfície do glaciar, incluindo as moreias laterais e mediana, e as poeiras de rochas que caiem da atmosfera) está a cair nas fendas do glaciar para formar o que os glaciologistas chamam a moreia englaciar, a qual engloba todos os sedimentos armazenados e transportados no interior do glaciar. As moreia englaciares e supraglaciares englobam os sedimentos que, mais tarde, vão formar os diferentes tipos de moreias que se podem pôr em evidência num vale glaciar. A moreia supraglaciar inclui os sedimentos que mais tarde formarão : (i) A moreia terminal ; (ii) As moreias laterais; (iii) A moreia mediana e (iii) Moreia de recessão. A moreia englaciar engloba também todos os sedimentos que ficam presos dentro do gelo. Lembremos que as moreias laterais são formadas pelos materiais que caiem sobre o glaciar ou que foram arrancados às paredes do vale. As moreias laterais podem fusionar, quando duas correntes de gelo confluem, e formar uma moreia mediana. As moreias do fundo são constituídas por blocos e material triturado na base do glaciar. As moreias do fundo podem representar um volume muito importante de material sedimentar. Um glaciar deposita na sua frente os materiais que ele transporta e que formam a grande parte das moreias supraglaciares e englaciares. Quando, os sedimentos são depositados eles formam a moreia terminal, que certos geocientistas chamam frontal ou "vale moreíco". Contudo, não se pode esquecer que a moreia terminal, só se deposita quando a frente do glaciar estaciona, num determinado lugar, durante um tempo suficiente grande para que os sedimentos se depositem. Quando um glaciar está numa fase de engrossamento, ele empurra, pouco a pouco, a moreia terminal pela vertente abaixo, até que ele estacione e comece a adelgaçar-se. O novo depósito abandonado é a moreia de impulso. Quando um glaciar se adelgaça, a moreia frontal é abandonada e um outro tipo de moreia frontal se deposita (moreia de recessão), se a frente do glaciar estacionar. Os tipos de moreias que criam formas topográficas são : (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias medianas ; (iii) Moreias de fundo ; (iv) Moreia frontais ; (v) Moreias de recessão e (vi) Moreias terminais.
Moreia de Fundo...........................................................................................................................................................................................Ground Moraine
Moraine de fond / Morena de fondo / Grundmoräne / 地面的冰碛 / Поддонная морёна / Morena di fondo /
Moreia depositada sobre o assoalho do vale glaciar. A moreia de fundo não tem nenhuma característica óbvia. Ela localiza-se onde o glaciar encontra a rocha subjacente. Ela pode ser lixiviada pela correntes infraglaciárias e isolada quando o glaciar derrete.
Ver: « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Bloco Errático »
Todos os restos de rocha mostrados no primeiro plano da fotografia constituem a moreia do fundo, que foi exposta quanto o glaciar de Grinnell se adelgaçou (Parque Nacional dos Glaciares no Estado de Montana, EUA). Este material estava, anteriormente, debaixo do glaciar, que se adivinha na parte superior esquerda da fotografia. De maneira geral, pode dizer-se, que as moreias de fundo são depósitos de tilo (sedimentos não trabalhados e não estratificados depositados, directamente por, ou sob, um glaciar e que não são reactivados pelas águas de fusão do glaciar) com uma topografia irregular, que formam, quer pequenos montes, quer planícies. Estas moreias acumulam-se debaixo do gelo não só quando o glaciar engrossa, mas também quando ele se adelgaça. Nos glaciares alpinos, a maior das vezes, as moreias de fundo depositam-se entre as duas moreias laterais. Este tipo de acumulação debaixo do gelo, quando o glaciar está activo, pode apresenta-se, fundamentalmente, sob duas formas que caracterizam paisagens diferentes : (i) Sucessões de drumlins* e (ii) Planícies de moreias de fundo. A primeira é caracterizada por colinas em forma de dorso de baleia, as quais têm dimensões variáveis (comprimento de algumas dezenas a centenas de metros, largura, em média, cerca de um terço do comprimento e altura entre 5 e 40 metros). Os drumlins aparecem em grupos, chamados campos de drumlins, onde depressões pantanosas se formam entre colinas ovóides. Os drumlins não são outra coisa que espessamentos locais da moreia de fundo, que o glaciar modelou segundo certas formas em função da sua própria dinâmica. Nas planícies de moreia de fundo, a acumulação não se faz em pacotes, mais ou menos, localizados, como no caso dos drumlins, mas de maneira uniforme. A espessura de uma planície de moreia do fundo nunca é muito espessa (alguns metros em média, 20 ou 30 metros se várias moreias se sobrepõem), o que fazer dizer, certos geocientistas, que elas servem para atenuar o relevo pré-glaciar. Além das moreias de fundo existem também : (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias medianas ; (iii) Moreia frontais ; (iv) Moreias de recessão e (vi) Moreias terminais.
(*) Colina mais ou menos perfilada, em grande parte, composta por tilo e com a extremidade mais suave orientada na direcção segundo a qual o glaciar se deslocou.
Moreia Lateral......................................................................................................................................................................................................Lateral Moraine
Moraine Latérale / Morena lateral / Seitenmoräne / 侧碛 / Краевая морёна / Morena laterale /
Depósito de tilo ao longo dos lados de um glaciar. Em geral, existem sempre duas moreia laterais num escoamento glaciar, as quais, em caso de confluência com outros escoamentos glaciares, formam as moreias medianas.
Ver: « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia Terminal »
Esta fotografia ilustra uma moreia lateral abandonada em consequência do recuo (adelgaçamento) do glaciar. Ao longo de um glaciar há sempre duas moreias laterais, uma de cada lado, como o nome indica, o que quer dizer, que as moreias laterais formam-se nos bordos do glaciar. À medida que o glaciar avança (engrossa), o material das paredes do vale, que se fractura sob a acção das variações de temperatura, cai à superfície do glaciar e é transportado ao longo dos bordos do glaciar. Quando o gelo derrete um longo cordão de sedimentos aparece nas vertentes do vale glaciar. Pode dizer-se, que as moreias laterais são pequenos montes de tilo (sedimentos não trabalhados e não estratificados depositados directamente por, ou sob, um glaciar e que não são reactivados pelas águas de fusão do glaciar) depositados ao longo dos lados do glaciar. Os sedimentos não consolidados resultantes da abrasão glaciar das paredes do vale e correntes que desaguam no vale principal são depositados na superfície do glaciar e transportados, ao longo das margens do glaciar, até que este se derreta. Como as moreias laterais são depositadas na superfície (topo dos glaciares), elas não sofrem a erosão pós-glaciar que ocorre no fundo do vale. Quando o glaciar funde, e desaparece, as moreias laterais são preservadas sob a forma de montículos, mais ou menos, elevados. Quando dois escoamentos glaciares, com as suas respectivas moreias laterais, confluem, as moreias laterais adjacentes formam a moreia mediana do novo glaciar, por justaposição, enquanto que as moreias laterais opostas formam as moreias laterais do novo glaciar. Exemplos deste tipo de confluência podem ser observados na maioria dos glaciares alpinos, mas os exemplos mais ilustrativos encontram-se no Alasca e Gronelândia, como, a formação das moreias medianas do glaciar de Edward Bailer, no Este da Gronelândia (Milne Land). Não esqueça que os tipos de moreias que criam formas topográficas são: (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias medianas ; (iii) Moreias de fundo ; (iv) Moreia frontais ; (v) Moreias de recessão e (vi) Moreias terminais.
Moreia Mediana (média)......................................................................................................................................................................Medial Moraine
Moreira média / Morena media / Mittelmoräne / 内侧碛 / Срединная морена / Morena mediale /
Moreia formada por duas moreias laterais. Quando dois glaciares se unem, as duas moreias laterais vão encontrar-se no meio do glaciar e formar um cordão de material sedimentar na superfície do novo glaciar.
Ver: « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Recessão »
A existência de uma moreia mediana é a prova que o glaciar tem mais que uma fonte, o que quer dizer, que ouve confluência entre duas correntes glaciares e que as moreias laterais adjacentes se fusionaram para formar a moreia mediana do novo glaciar. As moreias laterais do novo glaciar incluem o material das moreias laterais opostas dos dois glaciares confluentes. Quando o gelo funde, o glaciar principal deixa um cordão de material sedimentar no meio do vale. Nesta fotografia, reconhecem-se as moreia medianas, pela cor mais negra, nos montes de St. Elisa do parque nacional de Kluane (território do Yukon (Canadá). Como ilustrado, este glaciar contém várias moreias medianas bem definidas. Como dito acima, logo que dois glaciares de vale se confluem, as moreias laterais, isto é, as bandas de cada lado do glaciar, fusionam no meio para formar a moreia mediana. As moreias nesta fotografia indicam, que este glaciar é o resultado da fusão de três glaciares. Nesta área, um grande número de glaciares de vale têm várias moreias medianas resultantes da fusão de múltiplos glaciares tributários. Estas confluências são raras nos glaciares de circo, isto é, nos glaciares que se acumulam nas partes mais altas das montanhas (acima da linha das neves persistentes) árcticas ou subárcticas, montanhas temperadas e tropicais. Neste tipo de glaciares, praticamente, não têm moreias laterais. Unicamente a moreia frontal ou terminal é significativa. Ao contrário dos glaciares de vale, os glaciares de circo têm pequenas dimensões e são dominados por paredes rochosas quase verticais, de onde descem as avalanches que os alimentam. Todos os termos de transição existem entre os glaciares de circo e glaciares de planalto, os quais são glaciares depositados em planaltos, mais ou menos, ondulados entre os glaciares de circo e os glaciares de vale. Os glaciares de planalto que são, por vezes, considerados como réplicas dos inlandsis a pequena escala. Além das moreias medianas existem: (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias de fundo ; (iii) Moreias frontais ; (iv) Moreias de recessão e (vi) Moreias terminais.
Moreia de Impulso.............................................................................................................................................................................................Push Moraine
Moraine Poussée / Morena de empuje / Thrust Moräne / 推力碛 / Морёна напора / Morena di spinta /
Moreia formada pelos glaciares que se adelgaçam e que engrossam de novo. A presença de uma moreia de impulso põe em evidência um clima que se torna mais frio depois de um período, relativamente, quente. O material que tinha sido depositado é empurrado e empilhado à medida que o glaciar avança (engrossa). Como a maioria do material da moreia de impulso é depositado por gravidade, há diferenças importantes na orientação dos fragmentos das rochas dentro da moreia. Uma característica importante, que permite a identificação de uma moreia de impulso, é que os fragmentos foram empurrados e levantados das suas posições horizontais originais.
Ver: « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Fundo »
Esta fotografia, tirada por B. F. Molnia, ilustra a moreia de impulso que bloca a desembocadura do fiorde de Russel (Alasca). Esta moreia é composta por sedimentos que foram transportados ao longo da base do glaciar, embora alguns destes sedimentos possam estar em contacto directo com as rochas da parede do fiorde. A grande maioria das moreias de impulso encontra-se nas planícies, mais ou menos, horizontais localizadas a grandes latitudes e formadas durante as diferente fase da idade glaciar Quaternária. Elas encontram-se nas planícies da América do Norte, Sibéria e Norte da Europa. Elas formaram-se durante os períodos frios (fases glaciares), quando os glaciares engrossaram e avançaram, cobriram uma grande parte da América do Norte e da Europa. Este tipo de moreias é mais bem desenvolvido na frente dos glaciares politérmicos, quer isto dizer, nos glaciares com gelo quente (quando o gelo é mais espesso devido ao calor geotérmico) e frio (gelo abaixo da pressão do ponto de fusão ou gelo seco). Em algumas regiões, podem reconhecer-se moreias de impulso com mais de uma fase glaciar ou diferentes gerações, formadas durante uma única fase glaciar. Uma vez que os glaciares avançam (engrossam) e recuam (adelgaçam), algumas destas moreias são destruídas quando o glaciar avança. A maior parte destas moreias, que atingem mais de 100 km de comprimento e várias centenas de metros de altura, formaram-se durante a última ou a penúltima fase de avanço dos glaciares, isto é entre 110 e 100 ka e entre 238 e 128 ka respectivamente.
Moreia de Recessão................................................................................................................................................................Recessional Moraine
Moraine de recession / Morena de recesión / Rezessionen Moräne / 退缩碛 / Конечная морёна отступающего ледника / Morena di recessione /
Moreia formada na extremidade de um glaciar. Ela dispõe-se através do vale glaciar e não ao longo dele. Ela forma-se quando um glaciar que adelgaça permanece estacionário, suficientemente, para produzir um montículo de material. O processo da formação é o mesmo que para uma moreia terminal, mas ela ocorre quando o recuo do glaciar estaciona.
Ver : « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Fundo »
Nesta fotografia (Ilha de Baffin, Canadá) várias moreias de recessão são visíveis na desembocadura de um vale glaciar suspenso. Uma moreia de recessão é, na realidade, uma moreia terminal secundária depositada durante um período de estabilidade glaciar, isto é, depositada quando o glaciar nem engrossa nem se adelgaça. Esta moreias sublinham a história dos adelgaçamentos (recuos) dos glaciares ao longo do vale glaciar, quer ele seja o vale principal, secundário ou suspenso. Em certos casos, dez ou mais moreias de recessão podem estar presentes num determinado vale. Neste exemplo, pelo menos três moreias de recessão podem ser identificadas. As mais antigas depositaram-se no vale glaciar principal, e as recentes ultrapassam apenas a bordadura do vale glaciar suspenso. A formação das moreias de recessão é corroborada pela observação actual do movimento dos glaciares. Nos vales glaciares do Canadá, onde a grande maioria dos glaciares, globalmente, está adelgaçando-se, uma nova moreia de impulso pode ser observada todos os invernos quando o glaciar engrossa. Quando um glaciar avança, os sedimentos que ele transporta (tilos) e os sedimentos fluviais associados com ele, avançam até que ele pare, para depois no verão seguinte começarem a adelgaçar-se. No fim da idade glaciar, o gelo dos glaciares começou a fundir e a sua extensão começou a diminuir Contudo, o adelgaçamento não se fez de maneira contínua. Várias vezes a fusão do gelo cessou e a frente do glaciar manteve a mesma posição, durante um período de tempo suficiente para que as moreias de recessão se depositem. Em certos vales glaciares podem observar-se várias moreias de recessão, atrás, e paralelas, a moreia terminal. As moreias terminais e de recessão obstruem, muitas vezes, os vales glaciares, o que contribui à formação de lagos. Além destas moreias existem também : (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias medianas ; (iii) Moreia frontais ; (iv) Moreias de fundo e (vi) Moreias terminais.
Moreia Supraglaciar.......................................................................................................................................................Supraglacial Moraine
Moraine supraglaciaire / Morena supraglaciar / Supraglazialen Moräne / supraglacial碛 / Надледниковая морена / Morena supraglacial /
Material na superfície do glaciar, incluindo a moreia lateral e mediana, assim como fragmentos de rochas e poeira das rochas que caíram da atmosfera.
Ver : « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Fundo »
Um dos exemplos mais típicos de moreia supraglaciar ocorre ao longo dos 7 km do Scharffenbergbotnen, Heimefrontfjella, Dronning Maud Land, na Antárctica (Hattestrand, C. & Johansen, N., 2005). A superfície do gelo é caracterizada por campos de gelo azul (áreas com menos de 50000 km2 do gelo, que muitas vezes se encontram nos climas muito frios e a altitudes muito elevadas, onde não há precipitações suficientes) e é, parcialmente, coberta por complexos de moreia supraglaciar. A cobertura de detritos da moreia supraglaciar é, geralmente, pouco espessa (menos de 50 cm) e repousa sobre o gelo glaciar (gelo cristalino, intercrescido, compactado e com uma densidade de 0,83 - 0,93 km-3), e na qual a morfologia da superfície (pequenas dorsais e buracos de fusão) reflectem as irregularidades do gelo subjacente. Os detritos consistem, principalmente, de clastos subangulares do substrato rochoso local. Para os geocientista que estudaram esta moreia, ela tem uma história, inteiramente, supraglaciar. O coluvião (sedimentos soltos depositados ou acumulados na base de um talude ou barreira por gravidade) e as moreias pré-existentes foram trazidos para Scharffenberbotnen, principalmente do SSO, devido ao avanço do glaciar durante o último máximo glaciar na região. A cobertura de detritos das moreias supraglaciares estende-se até cerca de 200-250 metros acima da actual superfície do gelo nos taludes circunvizinhos do Scharffenberbotnen e, geralmente, a menos de 100 metros acima da presente superfície do gelo nos taludes fora do vale glaciar. Isto sublinha, provavelmente, a altura da superfície do gelo na região a quando do último máximo glaciar. O depósito das moreias supraglaciares no vale, nessa época, e a sua preservação na região, até hoje, indica que o centro da ablação, local, e, provavelmente, os campos de gelo azul estavam presentes no Scharffenberbotnen durante o último máximo glaciar, o que tem sido uma característica persistente desde então. Num contexto mais largo, pode dizer-se, que as moreias supraglaciares constituem um meio, ainda pouco utilizado, para reconstruir a extensão dos campos de gelo. As moreias que criam formas topográficas são : (i) Moreias laterais ; (ii) Moreias medianas ; (iii) Moreias de fundo ; (iv) Moreia frontais ; (v) Moreias de recessão e (vi) Moreias terminais.
Moreia Terminal......................................................................................................................................................................................Terminal Moraine
Moraine terminale / Morena terminal / Endmoräne / 终碛 / Конечная морёна / Morena terminal /
Moreia formada na extremidade do glaciar. Ela marca o máximo de extensão do glaciar e forma-se, mais ou menos, perpendicularmente ao vale glaciar. Ela corresponde à um grande montículo de detritos e corresponde, geralmente, ao limite entre os restos grosseiros e irregulares e o início dos sedimentos fluvioglaciários.
Ver : « Moreia »
&
« Glaciar »
&
« Moreia de Recessão »
Como ilustrado no pequeno diagrama, a imagem clássica da frente de um glaciar corresponde à sucessão de: (i) Uma depressão terminal de escavamento ; (ii) Um talude forte a partir da qual a moreia frontal se levanta acima da depressão terminal ; (iii) Uma Crista da moreia frontal ; (iv) Um talude suave da moreia do lado descendente (jusante) devido ao transporte do material da moreia pelas águas de fusão. Este conjunto que forma o complexo fluvio-glaciar, é, na realidade, um modelo muito teórico. Muitos glaciares alpinos do Quaternário, deixaram uma depressão terminal ocupada por um lago profundo, mas os glaciares do Alasca não têm estas características, assim como os inlandsis. Quanto ao cone de transição estendido pelas águas fluviais à frente da moreia terminal, ele encontra-se, raramente, na natureza. O caso mais frequente é o de uma garganta fluvial cavada na moreia e cone de dejecção abaixo, onde a corrente de água sai da moreia. A imagem clássica supõem que a edificação da moreia e a dispersão dos detritos é contemporânea, mas na realidade, a edificação da moreia supõem uma lenta fusão do gelo, enquanto que a dispersão dos detritos supõem um fusão rápida. As duas fases não ser contemporâneas, elas têm que ser distintas. Os materiais fluvio-glaciares depositados à frente e em baixo das moreias frontais formam, por vezes, mantos de material grosseiro no sopé das montanhas e de material fino na frente dos glaciares regionais ("sandur" dos islandeses). Os mantos aluviais de piemonte, como os dos grandes glaciares quaternários dos Alpes foram dissecados pela erosão pós-glaciar e formam actualmente terraços, ainda mais nítidos que os "sandur". Os materiais glaciares mais finos depositados à frente do glaciar são retomados pelo vento durante a mesma fase glaciar formando o "loess*", que, muito vezes, se forma longe do glaciar em condições características do sistema periglaciar.
(*) Rocha sedimentar detrítica móvel formada pela acumulação de limo derivado da erosão eólica nas regiões desérticas e periglaciárias.
Morfologia das Diagrafias (turbiditos).........................................................................................................................Log Patterns
Morphologie des diagraphies (turbidites) / Morfología de perfiles (diagrafías, turbiditas) / Morphologie der Stämme (Turbiditen) / 侧景区线形态（浊流沉积）/ Морфология каротажных схем / Morfologia dei log (torbiditi) /
Nos registos eléctricos, os diferentes tipos de depósitos turbidíticos têm uma assinatura, mais ou menos, típica. Lembremos que o grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é composto por três subgrupos. De baixo para cima, reconhecem-se: (i) Cones submarinos da bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos do talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB). Em cada um destes subgrupos podem desenvolver-se rochas-reservatório, em geral, de fácies arenosa, quer sob a forma de lóbulos, quer sob a forma de preenchimentos de canais ou depressões alongadas entre os diques marginais naturais. As morfologias das diagrafias do potencial espontâneo (PS) e do Raio Gamma (RG) são as mais características. Pode dizer-se, que diagrafia do raio gamma dos cones submarinos da bacia (CSB) tem, geralmente, uma forma cilíndrica e que os limites inferior e superior são abruptos. O limite inferior corresponde a uma discordância (superfície de erosão) e o superior a uma superfície da base das progradações (vergência oposta) dos cones submarinos do talude. A morfologia da diagrafia dos contornitos é semelhante à dos cones submarinos de bacia (CSB), visto que a configuração interna é paralela e que a inclinação, para jusante, dos contornitos, não tem nenhuma influência na diagrafia. A morfologia da diagrafia dos cones submarinos do talude (CST) é caracterizada por uma sucessão de morfologias crescentes e decrescentes, as quais são típicas dos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos) e das depressões entre eles (por vezes canais quando há erosão). O limite inferior pode corresponder a uma discordância (na ausência de cones submarinos da bacia), mas o limite superior corresponde, quase sempre, a uma superfície da base das progradações do prisma de nível baixo. Finalmente, a morfologia dos turbiditos em telhado de ripas corresponde a uma sucessão vertical de morfologias cilíndricas, como a dos cones submarinos da base.
Ver: « Depósito de Talude »
&
« Turbiditos »
&
« Camada de Referência »
Neste esquema estão ilustradas as morfologias, mais frequentes, da diagrafia do raio gamma (RG) dos principais depósitos turbidíticos do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB), isto é, dos (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; Cones submarinos de talude (CST) e dos cones submarinos associados com as progradações do prisma de nível baixo (PNB) ou seja os cones turbiditos ditos em telhado de ripas (“shingled turbidites” de P. Vail). Efectivamente, como ilustrado neste esquema, o grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) de um ciclo sequência, quando completo, é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares que debaixo para cima, são (i) Cones submarinos de bacia (CSB), por vezes com contornitas associadas*); (ii) Cones submarinos de talude (CST), com as suas estruturas características de asas de gaivota em voo e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), por vezes com turbiditos de geometria em telhado de ripas. Em cada um destes subgrupos podem depositar-se rochas-reservatório, em geral, de fácies arenosa, quer sob a forma de lóbulos, quer sob a forma de preenchimentos de canais ou depressões alongadas entre os diques marginais naturais turbidíticos. As morfologias das diagrafias do potencial espontâneo (PS) e do raio gamma (RG) dos subgrupos dos cortejos de nível baixo são as mais características. A partir desta figura, pode dizer-se, que diagrafia do raio gamma dos cones submarinos de bacia (CSB) tem, geralmente, uma forma cilíndrica e que os limites inferior e superior são abruptos. O limite inferior corresponde à discordância inferior (superfície de erosão) do ciclo sequência ao qual pertencem os cones submarinos e o limite superior corresponde à superfície de base das progradações dos cones submarinos de talude (CST), cujas progradações têm, quase sempre uma vergência oposta (estruturas em asas de gaivota em voo induzidas pelos diques marginais naturais turbidíticos). A morfologia destas diagrafias nas contornitas é semelhante à dos cones submarinos de bacia (CSB). A configuração interna das contornitas é paralela. Todavia, a inclinação deposicional, para jusante, que não tem nenhuma influência nestas diagrafias excepto no ”dipmeter” (diagrafia de inclinação**), pode ser superior a 10°, o que contrasta, fortemente, com o comportamento, quase, horizontal dos cones submarinos de bacia. Nos cones submarinos de talude (CST), a morfologia das diagrafia é caracterizada por uma sucessão de intervalos crescentes e decrescentes para cima, os quais são típicos dos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos) e das depressões entre eles que, por vezes. correspondem a canais quando há erosão. O limite inferior pode corresponder a uma discordância (na ausência de cones submarinos da bacia), mas o limite superior corresponde, quase sempre, a uma superfície da base das progradações do prisma de nível baixo (PNB). Finalmente, nos turbiditos em telhado de ripas, que se depositam, em geral, na base das progradações dos prismas de nível baixo (PNB), por cima dos cones submarinos de talude (CST), as diagrafias corresponde, a uma sucessão vertical repetitiva de morfologias cilíndricas, quer isto dizer, com limites abruptos, como a dos cones submarinos de bacia (CSB). Todavia, os limites de cada um destes lóbulos não correspondem a discordâncias, mas a simples hiatos por sem depósito. Em certas condições, podem encontrar-se cones submarinos, em telhado de ripas, na base das progradações de um prisma de nível alto (PNA), sem que haja uma discordância entre eles e os argilitos profundos das progradações, associados a instabilidades do rebordo continental ou a repetidos períodos de cheias dos cursos de água da planície costeira (costa a dentro da ruptura de inclinação da superfície de deposição).
(*) Depósitos de água profunda associados com os cones submarinos de bacia e, geneticamente, induzidos por correntes de contorno criadas pela força de Coriolis. Litologicamente, as contornitas são formados por pacotes espessos de areia fina (sem matriz argilosa), com geometria progradante e uma inclinação ascendente (biséis superiores ascendentes). Certos geocientistas, como Bouma, chamaram contornitas às estruturas de mar profundo (canais preenchidos por um aporte lateral), encontradas no fliche da Suíça, as quais são caracterizadas por uma abundância significativa de minerais pesados, como por exemplo zircão, allanite, etc.
(**) A determinação do ângulo de inclinação e da direcção de uma superfície planar requer a elevação e a posição geográfica de pelo menos três pontos. A diagrafia de inclinação realiza este resultado medindo parâmetros sensíveis de um formação por meio de três ou mais sensores idênticos montados nos braços da pinça ("caliper") de modo a varrer em detalhe diferentes lados da parede do furo. Um plano de estratificação atravessando o poço com um certo ângulo geraria anomalias em cada sensor, e estas anomalias são gravadas em profundidades ligeiramente diferentes no registro de superfície. Os deslocamentos relativos e as posições radial e azimutal de cada sensor são então usados para computorizar a inclinação em relação à sonda. Microresistividade tem sido o parâmetro de formação tradicional registrado. As diagrafias de inclinação modernas têm, geralmente, mais de três sensores (a versão mais recente tem seis braços).
Morfologia do Fundo do Mar.................................................................................................................Seafloor Morphology
Morphologie du fond de la mer / Morfologia del fondo del mar / Seafloor Morphologie / 海底形态 / Морфология морского дна / Morfologia del fondo marino /
Carta batimétrica, isto é, a carta da profundidade do fundo do mar, a qual exibe uma morfologia muito particular que corrobora a teoria da tectónica das placas.
Ver: « Eustasia »
&
« Acomodação »
&
« Abissal »
Tendo em linha de conta o ampliação vertical destes dois esquemas, é fácil concluir, pelo menos, ao nível do Trópico de Câncer, que a topografia e batimetria da superfície terrestre não falsificam, de maneira nenhuma, a teoria da tectónica das placas litosféricas. Na realidade : (i) As fossas oceânicas sublinham bem as zonas de subducção do tipo-B (Benioff), nas quais a crusta oceânica mergulha sobre a crusta continental ; (ii) Os Andes correspondem as cadeias de montanhas e arcos vulcânicos induzidas pelas zonas de subdução do tipo-B ; (iii) As montanhas oceânicas, de cada lado da dorsal média oceânica, sublinham a accreção oceânica, isto é, a formação de nova crusta oceânica, à medida da expansão oceânica e (iv) Os fundos oceânicos, entre as montanhas oceânicas e os continentes, marcam a crusta oceânica antiga, fria e densa. Tudo isto quer dizer, que a batimetria corrobora a estrutura e mecanismo da tectónica das placas litosféricas, isto é, a formação de nova crusta oceânica ao longo das dorsais médio oceânicas e o consumo da antiga crusta oceânica ao longo das zonas de subdução. O alargamento ao longo das dorsais oceânicas é compensado pela assimilação da crusta oceânica nas zonas de subducção e pelo encurtamento dos sedimentos nas placas litosféricas cavalgantes ao longo das zonas de subducção. Como ilustrado nos esquemas desta figura, as grandes subdivisões da superfície terrestre são : (i) As bacias oceânicas, que cobrem cerca 60% do total da superfície da Terra ; (ii) As plataformas continental (até 200 metros de lâmina de água) ; (iii) Os fundos oceânicos ; (iv) As montanhas oceânicas e (v) Os taludes continentais (sopés incluídos), entre os fundos oceânicos e plataformas continentais. A água das bacias oceânicas cobre 71% da superfície terrestre. O volume total das bacias oceânicas vária ao longo da história geológica (uma das causas da eustasia). Mais de 65% da Terra emersa está no hemisfério norte. As montanhas oceânicas cobrem cerca de 25% da superfície total da Terra e o sistema montanhoso dos continentes cobre unicamente cerca 12%. Os arcos-insulares vulcânicos e fossas associadas formam cerca de 1,2% da superfície total da Terra.
Movimento de Ekman...............................................................................................................................................................Ekman Movement
Mouvement d'Ekman / Movimiento de Ekman / Bewegung Ekman / 埃克曼运动 / Ветровое движение жидкости (модель Экмана) / Movimento di Ekman /
Movimento da superfície da água do mar a 45° da direcção do vento predominante. Este ângulo é causado pela combinação do movimento do vento e do efeito de Coriolis. A camada superficial da água do mar arrasta a camada subjacente, a qual é desviada ainda mais do que a camada de superfície. A deflexão do movimento da água aumenta com a profundidade e forma a espiral de Ekman.
Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Transporte de Ekman »
&
« Nível de Acção das Vagas (mar calmo) »
As correntes marinhas são instigadas pelo vento. O efeitos das correntes é de deslocar a água quente para os pólos e a água fria para o equador. O factor principal do movimento da água dos oceanos é o efeito de Coriolis (produzido pela força de Coriolis, a qual, aparentemente, parece ser causada pela rotação da Terra, uma vez que todos os que corpos que se deslocam à sua superfície são desviados para a direita, no hemisfério Norte, e para a esquerda no hemisfério Sul). Para melhor aperceber o efeito de Coriolis, pense no movimento de um projéctil lançado por um peça de artilharia. O projéctil desloca-se de maneira rectilínea. Todavia, como a Terra gira debaixo dele, um observador na superfície da Terra vê o projéctil desviar-se para a direita (efeito de Coriolis). O mesmo sucede com as correntes de ar ou de água uma vez que elas não são, completamente, fixas na superfície terrestre. Por outro lado, como ilustrado nesta figura, quando o vento sopra numa determinada direcção, as corrente de superfície, devido ao efeito de Coriolis, são desviadas 45° (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul). O vector velocidade é cada vez mais desviado, à medida que a profundidade aumenta, até que ele se oriente na direcção oposta à do vento (profundidade de fricção). O resultado final deste processo é que a água, em profundidade, move-se perpendicularmente à direcção do vento, em direcção, do centro de uma espiral ou turbilhão, o que causa um pequeno excesso ou acumulação de água (10/20 m de altura) no centro da espiral. Estas acumulações de água, sob a influência da gravidade, escoam-se para o exterior do turbilhão, mas o efeito de Coriolis desvia o escoamento para a direita até que ele seja paralelo à acumulação. No ponto em que a gravidade e o efeito de Coriolis se compensam, formam-se as correntes geostróficas. É por que os grandes turbilhões estão centrados cerca de 30° a Norte e ao Sul do equador. O bombeamento de Ekman é o transporte para cima da água do mar sob o efeito de ventos de superfície de depressão (zona fechada de baixa pressão atmosférica em relação à pressão das áreas circunvizinhas ao mesmo nível). Sob o efeito do vento, a água entre a superfície e a termoclina desloca-se e é desviada pela força de Coriolis para o exterior da depressão. Isto cria uma divergência. A camada de água no centro da depressão é menos espessa e para compensar esta perda de massa, a água profunda sobe até à superfície (bombeamento de Eckman), impelida pela pressão das colunas de água externas à depressão. Os movimentos horizontais e verticais da água, neste caso, produzem quer uma depressão (divergência) quer uma elevação (convergência). Uma depressão no hemisfério Norte, e elevação no hemisfério Sul, uma vez que a direcção do vento em torno de uma depressão e a força de Coriolis são invertidos então ambos. Recapitulando: (i) O efeito de Coriolis corresponde à mudança do curso de qualquer corpo em movimento sobre a superfície terrestre, para a direita, no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul, devido à direcção rotacional e da velocidade da Terra, a qual próximo do equador é de, mais ou menos, 1666 km/h, mas que diminuiu em direcção aos pólos ; (ii) A circulação vertical das correntes oceânicas pode ser induzida tanto pela acção dos ventos (ressurgência) ou pelas diferenças de densidade da água do mar (circulação termohalina) ; (iii) Em certa regiões dos oceanos, a água pode mover-se, verticalmente, para a superfície ou para o fundo do mar como resultado da circulação superficial, dirigida pelos ventos que carrega a água para longe ou em direcção de essas regiões ; (iv) Este fenómeno de ressurgência (“upwelling” dos autores de língua inglesa) é caracterizado pela ascensão da água profunda, geralmente, fria e rica em nutrientes, em determinadas regiões do oceano, que em consequência, têm, em geral, uma alta produtividade primária, o que pode, mais tarde, favorecer o desenvolvimento de rochas-mãe potenciais, embora, a grande parte da circulação vertical da água nos oceanos está, principalmente, relacionada com as mudanças de densidade das águas superficiais ; (v) Uma aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de gelo e consequente aumento de salinidade das águas circunvizinhas.
Movimento Orogénico......................................................................................................................................................Orogenic Movement
Mouvement orogénique / Movimiento orogénico / Orogenic Bewegung / 造山运动 / Орогенические (горообразующие) движения / Movimento orogenico /
Movimento de translação, predominantemente, horizontal da crusta terrestre que encurta os sedimentos. Este movimento é, geralmente, associado à formação das cadeias montanhosas induzidas pelo movimento das placas litosféricas. Depois do advento da Tectónica das Placas, as deformações da crusta em extensão (movimentos epirogénicos, intrusões ígneas ou vulcânicas) não são mais, para muitos geocientistas, consideradas como orogenias (para muitos geocientistas).
Ver : « Subducção do TipoA (Ampferer) »
&
« Falha »
&
« Orogenia »
Para muitos geocientistas, um movimento orogénico é induzido, unicamente, por um ou vários regimes tectónicos compressivos (elipsóide dos esforços efectivos com o eixo principal, σ1, horizontal). Isto implica, unicamente, um encurtamento dos sedimentos, mas não é o que sugere o corte geológico ilustrado acima. Esta definição é um pouco extremista por duas razões. A primeira é que antes de encurtar os sedimentos é necessário depositá-los e a deposição implica sempre um regime em extensão (eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos, σ1, vertical). A segunda, é que o que deforma os sedimentos não é o esforço tectónico, mas sim a combinação da pressão geostática (o peso dos sedimentos), pressão hidrostática (peso da coluna de água contida nos poros de um sistema aberto) e esforço tectónico (movimento das placas litosféricas). A pressão geostática corresponde a um elipsóide biaxal com o eixo maior vertical, a pressão de poros corresponde a um elipsóide uniaxial (uma esfera) e o esforço tectónico a um vector, mais ou menos, horizontal. Assim, a soma dos três (elipsóide dos esforços efectivos) corresponde a um elipsóide triaxial, o que quer dizer, que quando a pressão geostática é muito grande e o esforço tectónico pequeno (mas positivo), o resultado é um elipsóide dos esforços efectivos oblongo, isto é, com σ1 vertical, o que implica um alongamento e não um encurtamento dos sedimentos. Assim, pode dizer-se (de maneira pedagógica) que em todas as cadeias de montanha, à medida nos afastamos do centre de compressão (encurtamento), o esforço tectónico diminui e, que a partir de uma certa distância, o regime tectónico torna-se extensivo, com formação falhas normais e grabens orientados perpendicularmente - frente de montanhas. Na realidade, não é o esforço tectónico que varia mas sim a resistência dos sedimentos a deformação, mas o resultado final é o mesmo.
Movimento Polar.......................................................................................................................................................................................................Polar Motion
Mouvement polaire / Movimiento polar / Polbewegung / 極運動 / Полярные движение / Polodia /
Movimento do eixo de rotação da Terra através da sua superfície.
Ver : «Precessão»
Mudança Climática................................................................................................................................................................................Climatic Change
Changement climatique / Cambio climático / Klimawandel / 气候变化 / Климатические изменения / Cambiamenti climatici /
Mudança a longo prazo na distribuição estatística dos padrões climáticos em períodos de tempo, os quais vão de décadas a milhões de anos. As alterações climáticas podem ser limitadas a uma região específica, ou podem ocorrer em toda a Terra. Não confundir o estudo do tempo (estado da atmosfera) com a Climatologia.
Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "
Os “Alarmistas" (nome geralmente dado aos que adoptam ou adoptaram discursos alarmistas, os quais surgiram nos anos 70 do século XX, principalmente, nos países, industrialmente, desenvolvidos, particularmente, no Ocidente, invocando uma inevitável crise ecológica global em resultado do crescimento não controlado da população, do esgotamento de recursos, da destruição da diversidade biológica natural e da poluição ambiental), assumem que o clima era estável antes da revolução industrial. Eles esquecem que, durante o último milénio: (i) Os Vikings emigraram e cultivaram a Gronelândia e o Canadá (Labrador), no "Período Quente Medieval" *, quando a temperatura média global era, mais ou menos, 3 ° C acima da temperatura média actual e (ii) A maioria dos corpos de água da Europa estavam congelados durante a "Pequena Idade do Gelo", quando a temperatura média global era de, mais ou menos, 3° C inferior a de hoje. Desde o nascimento da Terra, há cerca de 4,5 Ma, as mudanças climáticas são uma realidade. Historicamente, os períodos quentes e frios são, perfeitamente, conhecidos. De 2500 A. C. até hoje, seis períodos quentes ocorreram : (I) Período pré-dinástico do Egipto Antigo ; (ii) Períodos intermédios do Egipto Antigo ; (iii) Império Romano (27 A.C. – 476 A.C.) ; (iv) Idade Média (que termina com a queda de Constantinopla, isto é, mais ou menos, em 1453) ; (v) Séculos XIX e XX e (vi) Século XXI. Os períodos frios correspondem ao : (a) Tempo Nomádico (épocas dos povos nómadas, quer isto dizer, sem habitação fixa, geralmente caçadores ou pastores que não conheciam a agricultura) ; (b) Império Grego (500 A.C. - 146 A.C.) ; (iii) Idade das Trevas (entre os séculos V e IX) ; (iv) Pequena Idade Glaciária (**) e (v) Fim do século XX, no qual a temperatura média global desceu, mais ou menos, 1° C, devido a explosão do vulcão Pinatubo, localizado na ilha de Luzon nas Filipinas (a última erupção ocorreu em Junho de 1991 matando cerca de 800 pessoas sobretudo devido ao fluxo piroclástico, composto de uma mistura de lenha, lama e cinzas, que associadas ao tufão Yunya criaram uma mistura letal de cinzas e de chuva; os efeitos da erupção foram sentidos em todo o mundo pela grande quantidades de aerossóis que ela enviou para a estratosfera, os quais formaram uma camada global de neblina rica em ácido sulfúrico que provocou uma arrefecimento global de, aproximadamente, 0,5° C devido ao facto que as gotículas de ácido sulfúrico provocam a reflexão dos raios solares evitando que esses cheguem à Terra (https://pt.wikipedia.org/wiki /Pinatubo). Estas mudanças climáticas históricas refutam a uma conjectura avançada pelos "alarmistas" sobre o aquecimento global. Quando eles afirmam que a estabilidade do clima, anterior à revolução industrial, foi destruída pelo homem, eles sabem, perfeitamente, que estão a mentir. Como a história do clima falsifica os seus dogmas, os "alarmistas" não gostam ou não gostavam de ouvir falar dela. R. Giegengack (geocientistas da Universidade da Pensilvânia) diz: "As pessoas vêm ver-me e dizem-me, para parar de falar assim, visto que eu estou a prejudicar a causa” (C. Horner, 2007). Como se pode ver nesta figura, os períodos frios correlacionam com períodos de forte actividade vulcânica, de fome e de doença, enquanto que os períodos quentes correlacionam com tempos de menor actividade vulcânica e de desenvolvimento económico e social. Mesmo, tendo em conta que uma correlação não traduz, necessariamente, uma casualidade, tais correspondências não se encaixam bem com as catástrofes e a fome prevista pelo “alarmistas”.
(*) O Período Quente Medieval, corresponde ao período entre, mais ou menos, os anos 800 e 1350 anos A. D., que foi marcado por um significativo aumento da temperatura média da Terra, durante o qual a Islândia, o norte do Canadá e a Gronelândia não estavam cobertos de gelo, o que possibilitou os Islandeses e os Vikings, como Bjarni, Leif (filho de Erik, O Vermelho), Karlsefni, Gudrid, Snorri, etc. (nome que os geocientistas da Total utilizaram para denominar os poços de pesquisa do petróleo perfurados no offshore do Labrador) conquistassem diversos territórios no Labrador já que o mar não estava congelado. Para certos geocientistas, este período quente é um argumento importante de refutação da conjectura avançada por certos ecologistas de que a Terra vive actualmente, o pior cenário de aquecimento global da história da humanidade, o qual teria sido o resultado de uma mudança significativa da salinidade do oceano Atlântico Norte.
(**) Certos geocientistas consideram que a PIG (acrónimo de Pequena Idade do Gelo) começou no século XVI e terminou na primeira metade do século XIX, enquanto outros sugerem que foi ela corresponde ao período que vai do século XIII ao século XVII, no qual os anos de 1650, 1770 e 1850 foram, certamente, os mais frios, separado por intervalos, ligeiramente, mais quentes. O período mais frio da Pequena Era Glacial parece estar relacionado com uma um período de pequenas tempestades solares conhecida como Mínimo de Maunder.
Mudança Eustática..................................................................................................................................................................................Eustatic Change
Changement climatique / Cambio climático / Klimawandel / 气候变化 / Климатические изменения / Cambiamenti climatici /
Variação global do nível marinho médio (entre a maré alta e baixa), durante um período específico do tempo geológico. Os factores principais de uma variação eustática (variação do nível do mar absoluto ou eustático) são a expansão oceânica e o consumo da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção, isto é, as variações do volume das bacias oceânicas. Estas variações podem seres avaliadas a partir da curva dos biséis de agradação costeiros e dos estudos paleontológicos. As variações do volume da água dos oceanos durante as glaciações e épocas de degelo (eustatismo glaciário) produzem igualmente mudanças eustáticas.
Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "
Admitindo que desde a formação da Terra (há cerca de 4,5 G anos atrás), a quantidade de água, sob todas as suas formas, é constante, e que o volume das bacias oceânicas varia ao longo da história geológica, as mudanças eustáticas (variações do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) são, principalmente, dependentes da tectonicoeustasia ou seja das variações de volume das bacias oceânicas induzidas pelo alastramento oceânico. Todavia, a glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo), a geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e a dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico* do nível do mar tenham um papel não negligenciável. O volume das bacias oceânicas é, relativamente, pequeno quando os continentes se aglutinam para forma um supercontinente, uma vez que a grande maioria das montanhas oceânica foi consumida ao longo das zonas de subducção de tipo-B. Ao contrário, quando os continentes estão afastados uns dos outros, entre eles há muitas dorsais oceânicas (montanhas oceânicas) e assim, o volume das bacias oceânicas é mais pequeno. No primeiro caso, o nível do mar eustático ou absoluto é baixo, enquanto que no segundo é alto. Da mesma maneira, quando o alastramento ou expansão oceânica é rápida, a morfologia das dorsais oceânicas é muito importante o que diminui o volume das bacias oceânicas. Ao contrário, quando o alastramento ou expansão oceânica é lento, o volume das bacias oceânica é maior, uma vez que a morfologia das dorsais oceânicas é menos marcado, visto que o material vulcânico tem tempo de arrefecer e de se tornar mais denso. Assim, como ilustrado nos esquemas desta figura, pode dizer-se, que quando a expansão oceânica é rápida, ela produz um grande volume de dorsais oceânicas e, por conseguinte, o nível do mar sobe e invade os continentes, produzindo o que, normalmente, se chama uma ingressão marinha (ou uma transgressão marinha, que é a mesma coisa). Quando a expansão oceânica é lenta (a velocidade de expansão oceânica é, em média, de 1 cm por ano, isto é, aproximadamente, a taxa de crescimento das unhas de um ser humano), o nível do mar eustático ou global desce, o que produz uma regressão marinha sedimentar, isto é, um deslocamento da linha da costa e dos depósitos associados para o mar. É fundamental confundir estas ingressões e regressões globais, as quais estão associadas com subidas e descidas eustáticas (nível do mar absoluto), com as ingressões e regressões locais, como, por exemplo, as encontradas dentro de um ciclo sequência. Num ciclo-sequência (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, que tem uma duração entre 0.5 e 3-5 My), uma ingressão marinha induz um paraciclo eustático ou seja uma subida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica). As ingressões marinhas podem ser em aceleração, ou seja, cada vez mais importantes ou em desaceleração (cada vez mais pequenas). Os sedimentos (paraciclos sequência) depositam-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois das ingressões marinhas. Para haver deposição, costa a dentro do rebordo continental, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem sempre que aumentar. Quando dentro de um ciclo-sequência, o nível do mar relativo sobe em aceleração, depositam-se paraciclos-sequência com geometria retrogradante (intervalo transgressivo), enquanto que quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração, os paraciclos sequência têm uma geometria progradante. Por outras palavras, nas transgressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez maiores e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas) os paraciclos-sequência são estrato e granodecrescentes para cima, enquanto que durante uma regressão eles são estrato e granocrescentes para cima. Resumindo, dentro de um ciclo sequência, para haver transgressões ou regressões sedimentares, o nível do mar relativo tem sempre que aumentar, quando ele aumenta em aceleração depositam-se transgressões que, globalmente, tem uma geometria retrogradante, quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração depositam-se regressões que, globalmente, têm uma geometria progradante bem marcada.
(*) O aumento estérico do nível do mar é função do arranjo espacial dos átomos. Se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta.
Mudança Eustática do Nível do Mar.....................................................Eustatic Change in Sea Level
Changement eustatique du niveau de la mer / Cambio eustático del nivel del mar / Eustatische Veränderung des Meeresspiegels / 全球海平面变化 / Эвстатические изменения уровня моря / Variazioni eustatiche del livello del mare /
Expressão redundante, uma vez que eustática implica o nível do mar. Variação global do nível do mar referenciada ao centro da Terra. Os principais factores são: (i) Temperatura ; (ii) Salinidade ; (iii) Quantidade de água sob a forma de neve ou gelo ; (iv) Volume das bacias oceânicas, etc.
Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "
Uma mudança eustática pode ser induzida pela : A) Tectonicoeustasia (variação do nível do mar função do volume das bacias oceânica que é condicionado pelo alastramento oceânico) ; B) Glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo) ; C) Geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e D) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar). Unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (> 10 m) e rápidas (< 1 My). As variações do nível do mar podem ser determinadas em relação ao fundo do mar ou em relação ao centro da Terra. As primeiras são relativas, uma vez que elas são função das segundas, mas também dos movimentos do fundo do mar. Se o nível do mar absoluto ou eustático não variar, mas se o fundo do mar descer (subsidência), o nível do mar relativo sobe. Ao contrário, se o fundo do mar subir, o nível do mar relativo desce. As variações do nível do mar relativo são, em geral, locais ou regionais, mas não globais. As variações do nível do mar absoluto ou eustático são variações globais. Por estas razões, na estratigrafia sequencial, os geocientistas consideram sempre dois tipos de nível do mar: (i) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e (ii) Nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Assim, uma mudança eustática do nível do mar é uma mudança do nível do mar absoluto ou eustático e não uma mudança do nível do mar relativo. As mudanças eustáticas são, em geral globais e determinadas variações do nível médio do mar (tendo em linha de conta as variações induzidas pelas marés), o que hoje é, relativamente, fácil utilizando os satélites. Todavia, o conceito de variação eustática só tem sentido se : (i) A quantidade de água, sob todas as suas forma, for constante desde o início da formação da Terra e (ii) O volume das bacias oceânicas variar ao longo da história geológica. Até hoje, a primeira conjectura ainda não foi refutada e a grande maioria das observações corrobora-a. A segunda conjectura, é corroborada pelo paradigma da Tectónica das Placas. Com efeito, nos períodos em que todos os continentes estão aglutinados uns contra os outros e o número de placas litosféricas é pequeno, o volume das bacias oceânicas é muito grande (a maior parte das montanhas oceânicas desapareceu ao longo das zonas de subducção do tipo-B). Em consequência o nível do mar eustático desce. Ao contrário, quando, depois da ruptura de um supercontinente, os continentes estão no máximo de dispersão, o volume das bacias oceânicas é muito pequeno, uma vez que há grande número de montanhas oceânicas, isto é, de dorsais oceânicas e, por conseguinte, o nível do mar eustático sobe. Como ilustrado nesta figura, o mesmo sucede com a quantidade de gelo. Durante as glaciações, o nível do mar eustático desce, ao contrário, durante o degelo (deglaciações de certos geocientistas) o nível eustático sobe. Toda a gente sabe que o nível eustático subiu cerca de 120 metros durante os milénios que seguiram o fim da última idade glaciar (mais ou menos, há 21 ka) e que ele se estabilizou, entre 3 e 2 ka. Todavia, uma atenção, particular, tem que ser dada influência das calotas e mantos glaciários ou de gelo (massas de gelo que cobre, respectivamente, uma área menor ou maior que 50000 km2 de um continente) e das plataformas ou mares de gelo (massa de gelo espessa, mas flutuante, que foi descarregada, como ilustrado nesta figura, ou que se formou, directamente, na superfície do mar). A fusão dos primeiros implica uma subida do nível do mar, enquanto que a fusão dos segundos não, uma vez que o gelo é menos denso que a água. A extensão máxima das calotas e mares de gelo (hemisférios Norte e Sul), durante a última idade do gelo, foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo e mais ou menos, há 19 ka.
(*) Se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta, é o que os geocientistas chamam dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar. Todo o problema é de saber se é o aumento de CO2 na atmosfera que aumenta a temperatura ou se é o aumento da temperatura dos oceanos que libera na atmosfera o CO2. A capacidade que a água tem de manter um certa quantidade de CO2 dissolvido é função de sua temperatura. Quanto menor a temperatura da água mais CO2 dissolvido ela suporta. Nas altas latitudes, a água da superfície é gelada e permite a dissolução de altas concentrações de CO2 atmosférico. Quando a superfície do mar se congela, o sal é mantido fora do processo de congelamento e dissolve-se na água, imediatamente, debaixo do mar de gelo. Gelada e salgada e com muito CO2 atmosférico dissolvido, a água torna-se mais densa, afunda-se e escoa-se ao longo do talude continental das plataformas polares, invadindo as regiões mais profundas das bacias oceânicas.
Mudança de Fácies..........................................................................................................................................................................................Facies Change
Changement de faciès / Cambio de facies / Fazies ändern / 相变 / Фациальное изменение / Cambio di facies /
Variação lateral ou vertical da litologia ou características paleontológicas em depósitos sedimentares contemporâneos, causada por, ou reflectindo, uma mudança do ambiente de deposição.
Ver: « Ambiente Sedimentar »
&
" Fácies "
&
" Cortejo Sedimentar "
O termo fácies foi definido por Gressly, em 1835, como uma litologia com uma fauna associada. Um ambiente sedimentar não é uma fácies sedimentar. O primeiro é uma parte da superfície terrestre física, química e biologicamente distinta dos terrenos adjacentes. Uma fácies sedimentar é uma massa rochosa, que pode ser definida e distinguida das outras pela sua litologia, geometria, estruturas sedimentares e fósseis. De qualquer maneira, é sempre muito importante distinguir um ambiente sedimentar de uma fácies sedimentar. Não há nenhum problema em identificar um ambiente sedimentar em sedimentos recentes. Se for para a praia (praia baixa) e tirar uma amostra da areia da praia baixa, por definição, ela é um areia da praia baixa. Todavia, quando se estudam sedimentos antigos, quer no campo, quer nos dados sísmicos, é preferível começar por classificá-los em fácies, numa base puramente descritiva. Assim, deve falar-se de uma fácies de areia grossa, fácies argilosa e não de uma fácies fluvial ou fácies turbidítica. Deve evitar-se dizer, por exemplo: "este intervalo corresponde a areias de fácies deltaica". É melhor e muito mais correcto dizer: "este intervalo corresponde a uma fácies arenosa depositada num ambiente deltaico". E sobretudo num diga, como o fazem uma grande parte dos geocientistas americanos, "um mapa em fácies" quando são os ambientes sedimentares que são cartografados. Isto quer dizer, que quando os geocientista americanos consideram que uma sequência vertical de fácies (lei de fácies de Walther) é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam, lateralmente, adjacentes uns aos outros (em situações em que não há interrupção de sedimentação), eles afastam-se muito da definição original de Armanz Gressly e de J. Walther. Em 1898, J. Walther propôs a lei ou a correlação das fácies dizendo que : “Os depósitos de uma região com a mesma fácies (“faciesbezirk” que em alemão quer, literalmente, dizer fácies da região), assim como, um conjunto de rochas, da mesma região, com diferentes fácies são formadas, lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Em 1907, Haug estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Em 1970, Selley sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. Em 1971, Busch aplicou o conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther a todo um corpo rochoso e não, unicamente, a uma sucessão vertical considerando o “incremento genético de estratos” (IGS) e a “sequência genética dos estratos” (SGI), ou seja, um conjunto de incrementos que envolve mais que um incremento do mesmo tipo genético (um delta é um incremento genético de estratos, enquanto que um edifício deltaico é uma sequência genética de estratos). Em 1977, Brown e Fischer utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies e renomearam o do “cortejo sedimentar” ("systems tract” geocientistas anglo-saxões). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da Indonésia não é difícil identificar uma mudança de fácies no prisma de nível alto (PNA) do ciclo sequência, limitado entre as duas discordâncias consideradas (descidas significativas do nível do mar relativo que definem um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, com um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My). Este ciclo sequência não está completo. Unicamente o grupo de cortejos de nível alto (CNA) se depositou, no qual se podem reconhecer o intervalo transgressivo (IT), e não cortejo como dizem certos geocientistas, cuja configuração interna é, nas linhas sísmicas, mais ou menos, paralela (devido a resolução sísmica), mas que, globalmente, tem uma geometria retrogradante e o prisma de nível alto (PNA), cuja configuração interna e geometria global são progradantes. Neste exemplo, é ao longo das progradações do prisma de nível alto (PNA), que são linhas cronostratigráficas, que se nota uma mudança de fácies. Esta mudança corresponde à passagem dos carbonatos de água pouco profunda (laguna), a montante, ou seja, a SE, aos argilitos carbonatados profundos da plataforma aberta e talude de recife. Não diga shales carbonatados profundos. Um shale é um argilito com fissilidade o que não é o caso neste exemplo. Esta tentativa de interpretação não refuta a hipótese avançada nos primeiros tempos da Estratigrafia Sequencial que diz que “nos dados sísmicos, como no campo, as linhas fácies cortam as linhas cronostratigráficas (linhas tempos)” mas, ao contrário, ela corrobora-a. A maioria dos reflectores sublinham linhas cronostratigráficas.
Mudança Geológica.......................................................................................................................................................................Geological Change
Changement géologique / Cambio geológico / Geologische Veränderungen / 地质变化 / Геологические изменения / Cambiamento geologico /
Modificação da subsuperfície e superfície terrestre por processos geológicos, como tectónica, erosão, deposição, colisão extraterrestre, etc.
Ver : "Erosão"
&
" Teoria da Tectónica das Placas "
&
« Modelo de Deposição (areia-argila) »
Desde a sua origem, há cerca 4,5 biliões de anos, a Terra já sofreu inúmeras mudanças geológicas. Apesar da aparente estabilidade, os continentes estão em constante movimento, fazendo com que certas cinturas montanhosas apareçam e outras desapareçam, A Terra, está em constante mutação. Os continentes e a crusta oceânica, isto é, a litosfera anda à deriva, sobre um mar de rochas, mais ou menos, liquida (astenosfera). A quantidade de água, sob todas as suas formas, é constante desde a formação da Terra, mas o volume das bacias oceânica muda, o que cria variações importantes do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), produzindo deslocamentos importantes da linha da costa e dos sedimentos costeiros associados. As transgressões sedimentares*, colectivamente, deslocam a linha da costa e os depósitos costeiros para o continente. As regressões sedimentares, ao contrário, desloca a linha da costa e os depósitos costeiros para o mar. Todos estes fenómenos geológicos são muito lentos e passam, normalmente, desapercebidos. A velocidade média da expansão ou alastramento oceânico, por exemplo, é, em média, equivalente a velocidade de crescimento das unhas de um ser humano, isto é, mais ou menos, 1 a 5 centímetros por ano, por outras palavras, ela é imperceptível. Todavia, num milhão de anos, um mar alarga-se de cerca 500 quilómetros o que, geologicamente, é importante. Embora muitos processos geológicos possam ser vistos ao trabalho dentro do período de uma vida humana normal, as rápidas mudanças abióticas nas paisagens são, normalmente, negligenciadas na avaliação dos ecossistemas. As catástrofes naturais como terramotos, inundações e erupções vulcânicas atraem muita atenção, todavia existem outros processos geológicos que podem mudar em uma década ou menos e que influenciam, fortemente, o ambiente físico e químico. Entre eles podemos citar as alterações das linhas de costa, a erosão dos sedimentos e dos solos, a carsificação, a actividade do solo congelado, assim como as variações da qualidade das águas subterrâneas. Um resumo prático e descrição destes e de outros parâmetros da paisagem física e química é apresentada no conceito de geoindicator (medidas de magnitude, frequência, taxas e tendências de processos geológicos e fenómenos que ocorrem na superfície da Terra, ou perto, sujeitos a alterações que são significativas para a compreensão das mudanças ambientais em períodos de 100 anos ou menos), o qual foi avançado, principalmente, para explicar a importância das alterações geológicas rápidas para os pessoas responsáveis do planeamento e gestão ambiental, quando estas não são geocientistas. Os geoindicadores ajudam a focalizar a atenção sobre as causas das mudanças quer elas sejam antropogénicas ou não. Entre outras áreas onde os geoindicadores podem ser, utilmente, aplicados podemos citar a gestão dos parques nacionais, a gestão das linhas da costa, a avaliação dos impactos ambientais da indústria extractiva, a identificação dos problemas de saúde pública, etc. As mudanças geológicas estão, directamente, associadas ao conceito de eventos geológicos proposto por Gretener, que os classificou de acordo com a sua frequência. Um evento geológico que ocorra, mais ou menos, todos os 100 anos é considerado como um evento regular, enquanto que um evento que ocorra todos os mil anos é considerado como um evento comum. Assim, os terramotos que ocorrem numa dada região, mais ou menos todos os 200-300 anos, como os terramotos de região de Lisboa e de Agadir (Marrocos) devem ser considerados como eventos geológicos regulares. O sismo de Lisboa de 1755 de força 8,7 e 9 graus na escala de Richter, cujo epicentro foi a sudoeste da região do Algarve, a cerca de 300 quilómetros de Lisboa, foi precedido pelos sismos de Lisboa do 26 de Janeiro de 1531, 1344 e 1009. Da mesma maneira, o sismo de 5,9 graus, que ocorreu em 1960 na região de Agadir, foi precedido por um forte sismo, na mesma região, que ocorreu em 1731. Da mesma maneira, na estratigrafia sequencial pode dizer-se que os ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0.5 My e 3-5 My, são, segundo a classificação de Gretener, considerados eventos geológicos comuns. Ao contrário, as orogenias devem ser consideradas como eventos geológicos ocasionais/raros, uma vez a sua duração varia entre dezenas e centenas de milhões de anos (orogenia Caledónica entre 660 Ma to 540 Ma, orogenia Hercínica entre 385 Ma e 280 Ma, orogenia Alpina entre cerca de 40 Ma e 10 Ma.
(*) Transgressões é o nome dado ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares associadas, as quais, são cada vez mais pequenas. As transgressões ou para evitar mal entendidos, as transgressões sedimentares são o resultado de uma sobreposição vertical de regressões sedimentares cada vez mais pequenas que, globalmente, têm uma geometria retrogradante. Regressões sedimentares é o nome dado ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas e das regressões sedimentares associadas cada vez mais importantes. O conjunto destas regressões sedimentares tem um geometria progradante.
Mudança Global.....................................................................................................................................................................................................Global Change
Changement global / Cambio global / Globaler Wandel / 全球变化 / Глобальные изменения / Cambiamento globale /
Mudança que afecta ou envolve toda, ou a maior parte da superfície terrestre, como as mudanças eustáticas do nível do mar, as mudanças climáticas, as variações de concentração do carbono, etc.
Ver: " Global (evento geológico) "
&
" Glacioeustasia "
&
" Ciclo Astronómico "
Uma das mudanças globais que está muito na moda é a do CO2. As concentrações de CO2 na atmosfera são, naturalmente, reguladas por numerosos processos que formam o ciclo do Carbono. Pela fotossíntese o carbono é retirado do CO2 do ambiente para formar matéria orgânica: 6CO2 + 6H2O + energia (luz solar) → C6H12O6 + 6O2 (fotossíntese), que é oxidada pela respiração celular, que injecta CO2 para o ambiente: C6H12O6 (matéria orgânica) + 6O2 → 6CO2 + 6 H2O + energia (respiração). O movimento (fluxo) do carbono entre a atmosfera, terra e oceanos é dominado por processos naturais, tais como a fotossíntese das plantas. Enquanto, que estes processos naturais podem absorver algumas das 6,1x109 t (toneladas) das emissões antropogénicas de CO2 produzidas todos os anos (medidas em termos de carbono equivalente), cerca de 3,2 x 109 t são adicionadas todos os anos à atmosfera. O desequilíbrio entre emissões e absorção resulta num aumento contínuo do teor de gases com efeito de estufa na atmosfera. Dada a variabilidade natural do clima da Terra, é difícil determinar a importância da mudança que os seres humanos causam. Nos modelos baseados nos computadores (purgamentum init, exit purgamentum), o aumento das concentrações em gases de efeito de estufa produz um aumento da temperatura e estes, por sua vez, produzem mudanças climáticas. Certos geocientistas, sugerem mesmo que o clima se aqueceu no século passado e que a actividade humana é o factor mais importantes. Todavia, certos geocientistas encontraram uma diferença importante (cerca de 800 anos) entre os picos da temperatura média da terra e os picos de CO2 na atmosfera, com os primeiros a preceder os segundos, o que sugere que, provavelmente, é o aumento da temperatura, principalmente, da água dos oceanos dos que induz uma aumento da quantidade de CO2da atmosfera e não o contrário. Efectivamente, se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta, é o que os geocientistas chamam dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar. Por outro lado, como a solubilidade do CO2 atmosférico diminui com a temperatura da água (quanto menor for a temperatura da água mais CO2 dissolvido ela suporta) um aumento da temperatura dos oceanos que libera CO2 para a atmosfera. Nas latitudes altas, a água da superfície dos oceanos gela e a sua temperatura, debaixo do mar de gelo é muita baixa, o que permite a dissolução de muito CO2 atmosférico (o sal que não participa no processo de congelamento da água e dissolve-se na água, imediatamente, debaixo do mar de gelo aumentado a sua salinidade). A água fria, salgada e com muito CO2 atmosférico dissolvido, sendo muito mais densa, afunda-se e escoa-se ao longo do talude continental das plataformas polares, invadindo as regiões mais profundas das bacias oceânicas. A subida águas faz-se, principalmente, por mistura vertical em todo o oceano (um período de tempo entre 1000 e 1500 tem sido avançada para que uma molécula de água de faça o circuito completo*. Compare os números seguintes : (i) A atmosfera contém, mais ou menos, 750 GtC ; (ii) A superfície dos oceanos contém, mais ou menos, 1000 GtC ; (iii) A vegetação, solos e desperdícios contém, mais ou menos, 2200 GtC ; (iv) Os oceanos (interior) têm, mais ou menos, 38000 GtC, o que dá um total de, mais ou menos, 42000 GtC. Por outro lado, cada ano : (a) A superfície dos oceanos troca com a atmosfera cerca de 90 GtC ; (b) A vegetação troca com a atmosfera, mais ou menos, 60 GTC ; (iii) O plâncton troca com a água profunda, mais ou menos, 50 GtC e (iv) A água superficial troca com a profunda cerca de 100 GtC, o que dá um total de, , mais ou menos, 300GtC por ano. Além disso, todos os anos são injectados na atmosfera: (1) Pelo homem, cerca de 3 GtC ; (2) Pelos combustíveis, cerca de 5 / 7 GtC ; (3) Pelo terreno, mais ou menos, 2GtC ; (4) Pela respiração, cerca de 0,3 GtC ; (5) Pelos animais domésticos, mais ou menos, 0,75 GtC ; (6) Pelos desperdícios,, mais ou menos, 0,5 GtC, o que dá um total de cerca de 3 GtC. Assim, para um crescimento económico de 3% por ano, que muitos economistas avançam para que o desemprego não aumente diminua (Lei de Okun, que propõe uma relação inversa entre desemprego e produto interno bruto) são introduzidos na atmosfera, mais ou menos, 0,09 GTC por ano, o que quer dizer, praticamente, nada. Convém distinguir crescimento económico de desenvolvimento económico. Enquanto que o primeiro se refere ao PIB (produto interno bruto), o desenvolvimento económico é um conceito que envolve outros aspectos relacionados com o bem estar de uma nação. Provavelmente, é melhor que o crescimento económico cresça, para haver menos pobres e menos desemprego, do que decresça, como um certo número de ecologistas o sugere.
(*) Fala-se circulação termohalina para designar à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de densidade das águas dos oceanos criada pelas variações de temperatura e/ou salinidade, excesso de evaporação sobre a precipitação ou ainda à formação de gelo (aumento de salinidade das águas vizinhas).
Mudança Isostática do Nível do Mar...................................................................................Isostatic Change in Sea Level
Changement isostatique du niveau de la mer / Cambio isostático del nivel del mar / Isostatische Veränderung des Meeresspiegels / 地壳均衡的海平面变化 / Изостатическое изменение уровня моря / Variazioni isostatica del livello de mare /
Mudança do nível de mar absoluto ou eustático devido à uma remoção de carga sobre a crusta de Terra. O movimento isostático refere-se ao estado de equilíbrio gravitário entre a litosfera e astenosfera, resultante da flutuação das placas litosféricas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida (em geral chamada isostática) quando o peso diminui.
Ver : " Isostasia (princípio)"
&
" Glacioeustasia "
&
" Levantamento Isostático "
O manto da Terra ainda hoje está fluindo, lateralmente, para preencher as áreas debaixo dos locais onde as camadas de gelo, espessas e pesadas, obrigaram o manto a afundar-se há cerca de 20000 anos atrás, a quando do máximo da última glaciação. Nesta fotografia da costa Oeste da Nova Zelândia, as mudanças isostáticas do nível do mar, durante o levantamento ou salto isostático podem ser reconstituídas a partir das praias que, sucessivamente, foram levantadas e que, na realidade, correspondem a linhas da costa fósseis. Igualmente, no Norte da Europa, o levantamento isostático reconhece-se, facilmente, não só na Gronelândia, mas também na costa da Noruega, onde a superfície de quase todas as propriedades rurais do litoral aumentou desde o primeiro recenseamento cadastral oficial feito no século XVI. Na realidade, foi o geocientista americano Clarence Edward Dutton dos Serviços Geológicos dos Estados Unidos, que primeiro sugeriu que as mudanças das linhas de costa podiam ser o resultado de ajustamentos dos materiais continentais, se o volume da água, sob todas as suas formas, for constante desde a formação da Terra. Actualmente, todos os geocientistas sabem que, na Terra, partir de uma determinada profundidade (entre 50 e 100 km), a temperatura é suficiente para que o manto sublitosférico tenha um comportamento plástico em relação ao material mais rígido da litosfera sobrejacente (crusta continental, crusta oceânica e manto litosférico), que parece flutuar sobre a astenosfera. O que quer dizer que quando por qualquer razão á uma alteração no relevo litosférico, ao nível da astenosfera há uma compensação de levantamento ou afundamento isostático, de modo a compensar uma tal alteração. O levantamento isostático é, perfeitamente, corroborado por todos os dados sísmicos do offshore da Noruega. Próximo da linha da costa todas as linhas sísmicas mostram uma truncatura nítida dos horizontes anteriores ao degelo, o que, evidentemente, implicações importantes na avaliação do potencial petrolífero de certas regiões, como, por exemplo, na bacia do Cabo Norte (bacia de “Nordkapp") e no arquipélago as ilha aos Ursos (Svalbard). Hoje em dia, nesta regiões todos os intervalos sedimentares ricos em matéria orgânica, quer isto dizer, todas as rochas-mãe potenciais estão, insuficientemente, enterradas para a matéria orgânica possa ter atingido a zona de catagénese, onde ela pode gerar petróleo ou gás. Todavia, entrando em linha de conta com o levantamento isostático, o qual pode atingir várias centenas de metros (mesmo um par de milhares de metros), certos intervalos sedimentares foram enterrados, suficientemente, para que a matéria orgânica das suas rochas -mãe potenciais atingisse a maturação (janela do petróleo). O levantamento isostático é, parcialmente, anulado pela subida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) produzida pela fusão do gelo das calotas e mantos glaciares. Por outro lado, ele pode aumentar ligeiramente, devido sobretudo ao degelo das plataformas de gelo, mas também da banquisa (gelo que se forma sobre a superfície do mar, por solidificação das primeiras camadas de água) e do “pack” (massa de blocos de gelo flutuantes de água salgada, ao contrário dos icebergues, que se destacaram da banquisa" e que podem ou não estar soldados entre eles), uma vez que o gelo é menos denso do que a água. Assim, quando determinar o levantamento eustático, não se esqueça de entrar em linha de conta com a subida do nível do mar absoluto induzida pelas deglaciações (períodos de degelo). Certos geocientistas estimam, que o nível do mar subiu cerca de 120 metros desde a última época glaciar, o que quer dizer que uma praia levantada que hoje se encontra a 50 metros de altitude, na realidade, ela foi levanta pelo menos 170 metros. Note que, o Este da Escócia, que no pico da última glaciação, esteve coberto por uma camada de gelo de, mais ou menos de 1km de espessura, subiu entre 40 e 50 metros nos últimos 1.000 anos. Esta recuperação isostática ainda está em curso, com uma média de 0,2 cm por ano. Se o levantamento isostático continua na Grã-Bretanha, ela aumentará muito a inclinação do terreno. O noroeste da Escócia levantou-se cerca 10 m nos últimos 9000 anos, enquanto que o SE da Inglaterra se afundou, de tal maneira que as marés em Londres têm, actualmente, uma amplitude de mais de mais 4 m do que na época dos romanos romano. Actualmente, em vários lugares, o levantamento isostático a devido a diminuição do peso do gelo criada praias levantadas e causou o rejuvenescimento dos muitos cursos de água.
Mudança do Nível do Mar Relativo..........................................................Relative Change in Sea Level
Changement relatif du niveau de la mer / Cambio relativo del nivel del mar / Relative Veränderung des Meeresspiegels / 相对海平面变化 / Относительное изменение уровня моря / Variazione relativa del livello del mare /
Variação do nível do mar relativo, ou seja do nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (levantamento ou subsidência do fundo do mar).
Ver: " Eustasia "
&
" Subsidência "
&
" Espaço Disponível (para os sedimentos) "
A curva das variações do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) é o resultado de uma combinação da curva eustática (curva das variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico preponderante é em extensão ou levantamento, quando ele é em compressão). Como ilustrado nesta figura, a curva das variações do nível do mar relativo é uma onda sinusoidal (onda seno, onda senoidal, sinusóide ou onda onda seno) na qual cada ciclo eustático é limitado entre dois pontos de inflexão descendentes consecutivos. Efectivamente, em matemática, uma curva sinusoidal representa, graficamente, a função seno e, igualmente, a função em si, isto é, a variação do nível do mar relativo. Assim, quando a função é crescente e côncava, em cada ponto, a 1a derivada* e a 2a derivada (derivada da derivada) são positivas. Quando a função é crescente e convexa a 1a derivada é positiva, mas a 2a derivada é negativa, isto quer dizer, que desde que a função cresce mas menos, rapidamente, a derivada da derivada muda de sinal). Quando a função é decrescente e côncava a 1a derivada é negativa, mas a segunda é positiva. Finalmente, quando a função é decrescente e convexa a 1a e 2a derivadas são negativas. Os limites dos ciclos eustáticos e estratigráficos são limitados pelos pontos onde a taxa de descida do nível do mar relativo é máxima (pontos onde a 1a derivada da curva, quer isto dizer, onde a inclinação da função é máxima). Como ilustrado, dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência (ciclo estratigráfico associado a um ciclo eustático de 3a ordem, que é caracterizado por um tempo de duração compreendido entre 0,5 e 3-5 My) depositam dois grupos de cortejos sedimentares (conjuntos de associações laterais de sistemas de deposição contemporâneos e geneticamente ligados, cada um dos quais forma um paraciclo estratigráfico ou paraciclo sequência). De baixo para cima, esses grupos de cortejos sedimentares são: (i) Grupo de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é composto de três subgrupos que, de baixo para cima, são: (a) Cones submarinos de bacia (CSB), caracterizados por uma geometria, em geral, planar ; (b) Cones submarinos de talude (CST), caracterizados, em geral, por um geometria ondulada (asas de gaivota em voo) e (c) Prisma de nível baixo (PNB), caracterizado por uma geometria progradante. O grupo de cortejos de nível alto (CNA) é composto por dois subgrupos: (a) O intervalo transgressivo (IT), caracterizado por uma geometria, globalmente, retrogradante e o (b) Prisma de Nível Alto (PNA), caracterizado, como o prima de nível baixo, por uma geometria progradante. Numa curva das variações relativas do nível do mar, as discordâncias correspondem aos pontos onde a taxa de descida do nível do mar relativo é máxima. Durante o período de descida do nível do mar relativo, depositam-se os cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST). Os primeiros depositam quando a taxa de descida é a mais forte, enquanto que os segundo quando a taxa de descida começa a desacelerar. O prisma de nível baixo (PNB) deposita quando a velocidade de descida do nível do mar relativo entra em desaceleração e mesmo quando o nível relativo do mar começa a subir. O intervalo transgressivo (IT) do grupo de cortejos de nível alto (CNA) deposita-se quando a subida do nível do mar relativo é em aceleração, enquanto que o prisma de nível alto (CNA) se deposita quando a subida do nível do mar relativo é em desaceleração e, mesmo quando ele começa a descer. O prisma de bordadura da plataforma (PBB) é depositado durante as descidas lentas do nível do mar relativo, que não puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Todavia, actualmente, a maioria dos geocientistas prefere falar de regressões forçadas (deslocamento da linha da costa para o mar dentro de um ciclo-sequência, quando o nível do mar relativo desce e quando a posição do limite superior do ciclo-sequência, é difícil de localizar). O prisma de bordadura de bacia caiu em desuso. A montante do rebordo continental, para haver deposição o nível do mar relativo tem que subir, uma vez que o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem que aumentar. Unicamente, os cones submarinos e, particularmente, os cones submarinos de bacia se depositam durante as descidas significativas do nível do mar relativo, quando a plataforma e a parte superior do talude continental são exumadas.
(*) A derivada é um a taxa. Assim a velocidade de um automóvel é a taxa entre a distância que ele percorreu e o tempo que ele demorou a percorrer essa distância. A aceleração de um automóvel é, igualmente, uma taxa entre a variação da velocidade e o tempo dessa variação, isto é, uma a taxa de uma taxa (segunda derivada).
