Padrão (cinturas ambientais carbonatadas)....................................................................Standard Carbonate Facies Belt

Standard carbonate facies belts / Modèle (ceintures carbonatées) / Modelo (fajas de facies carbonáticas) / Standard-Carbonat-Fazies Gürtel / 标准的碳酸盐岩带 / Пояс карбонатных фаций / Standard facies carbonatiche cinture /

Independentemente do tempo e contexto geológico, os carbonatos de água pouco profunda têm tendência a formar padrões de cinturas semelhantes. De montante para jusante, observa-se, muitas vezes, a seguinte sucessão: (9) Evaporitos em sabkhas salina ; (8) Plataforma de circulação restrita e planície de maré ; (7) Laguna de plataforma com circulação aberta ; (6) Bordo das areias joeiradas ; (5) Recifes de bordo de plataforma ; (4) Talude externo ; (3) Bordo da plataforma profunda ; (2) Plataforma de mar aberto e (1) Bacia.

Ver: « Sabkha »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Esta figura ilustra uma sucessão, mais ou menos, típica das cinturas carbonatadas de água pouco profunda, na qual se distinguem os seguintes padrões (a utilização do termo fácies seria confusa, uma vez que dentro de cada padrão podem distinguir-se várias litologias, isto é, várias fácies) : (1) Bacia, localizada debaixo do nível de base e da zona fótica (ou zona eufótica ou zona fótica que é a parte de um ecossistema aquático que recebe luz do Sol suficiente para que ocorra a fotossíntese), passando na parte profunda da bacia através da termoclina (variação brusca da temperatura a uma determinada profundidade de água) ; (2) Plataforma de Mar Aberto, debaixo da acção das vagas em mar calmo, mas dentro da zona atingida pela acção das vagas em mar muito agitado, que pode estar dentro ou um pouco abaixo da zona fótica e, que forma planaltos entre a plataforma activa e a parte profunda da bacia ; (3) Bordo da Plataforma Profunda, debaixo da acção das vagas em mar calmo e debaixo da zona fótica, com cones de detritos formados por sedimentos transportados por correntes de gravidade (iniciam-se quando corpos fluidos de diferentes densidade se encontram, dando início à um movimento relativo entre ambos) ; (4) Talude Externo, com o fundo do mar, fortemente, inclinado (> 1,4°), a jusante da plataforma ; (5) Recifes do Bordo de Plataforma, que são construções orgânicas estáveis localizadas na parte superior do talude externo ou nas rampas dos recifes monticulares das areias bioclásticas ; (6) Bordo das Areias Joeiradas, alongadas areias de baixio e bancos de maré, por vezes, com ilhas de eolianitos (rochas formadas por solidificação de partículas sedimentares depositadas por processos eólicos), localizadas acima do nível de acção das vagas em mar calmo e dentro da zona fótica com forte influência das marés (alterações do nível do mar causadas pela interferência gravitacional da Lua e do Sol sobre o campo gravítico da Terra) ; (7) Laguna de Plataforma com Circulação Aberta, plataforma sub-horizontal dentro da zona fótica e, normalmente, acima do nível da acção das vagas em mar calmo (quando a acção erosiva das ondas do mar atinge, mais ou menos, a profundidade de 10 metros), laguna quando protegido por baixios de areia (conectada com o mar) ; (8) Plataforma de Circulação Restrita e Planície de Maré, conectada com o oceano ; (9) Evaporitos em Sabkhas Salinas, aporte de água do mar episódico e clima árido (presença de gesso e halite). Não esqueça que há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, que são caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio (banco de areia carbonatada coberto por água do mar pouco profunda) no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; este tipo de plataforma forma-se em águas calmas e a sua extensão varia entre 10 e 100 km ; (ii) Plataformas de tipo Rampa Carbonatada, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; neste tipo de plataforma os recifes são raros e a largura da rampa pode atingir 100 km ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; a largura de uma plataforma epeirica pode alcançar 10000 km ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as fácies (litologias) são muito controladas pela orientação dos ventos dominantes ; estas plataformas têm recifes e corpos arenosos, como as plataforma aureoladas, na margem barlavento (voltada para o lado de onde o vento sopra), mas na margem sotavento (na direcção para onde sopra o vento), os sedimentos são mais lamacentos ; uma plataforma isolada pode atingir 100 km de largura ; (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica (onde não há luz suficiente para a fotossíntese, quer isto dizer, utilização do dióxido de carbono (CO₂) e água para obter glicose através da energia da luz do sol). Actualmente, as plataforma carbonatadas não orladas ocorrem, em geral, na margem sotavento dos bancos tropicais e ambientes de água fria. As plataformas carbonatadas podem ter uma morfologia em rampa ou planar (plataforma aberta). A ausência de uma barreira, como a que existe nas plataforma aureoladas, é o resultado de uma alta energia que cria litologias litorais complexas com uma grande taxa de transporte sedimentar. Embora os recifes barreira estejam ausentes, recifes pináculos e montículos recifais podem encontrar-se nas plataformas não orladas. As plataformas aureoladas modernas encontram-se sobretudo na Costa tropical do Golfo Arábico, Baía dos Tubarões (Oeste da Austrália) e Yucatão (parte Este).

Palassoma (mineral)....................................................................................................................................................................................................................Palosome

Palasome (minéral) / Palasoma (mineral) / Palasoma (Die Host-Rock oder Mineral in einer Ersatz - Anzahlung) / Palasoma (主机岩或更换矿床矿物) / Первичный минерал / Palasoma (la roccia ospitante o minerale in un deposito di sostituzione)  /

Rocha ou mineral a partir da qual uma outra rocha ou mineral (metasoma) se pode formar. Sinónimo de Paleossoma.

Ver « Metassoma (mineral) »
&
« Quartzo »
&
« Diagénese »

Palasomas são minerais ou rochas, que são substituídos por metassomatose. Eles são o que certos geocientistas chamam as rochas ou minerais hospedeiros. Durante o processo de cristalização de um magma, numa primeira fase, podem formar-se cristais, que mais tarde são envolvidos ou fossilizados pelo crescimento de minerais, que se formam nas fases posteriores da cristalização. Os minerais, que se formaram primeiro, ficam incluídos nos minerais que se formaram posteriormente. Da mesma maneira, também inclusões podem ser formadas e incluídas no mineral hospedeiro durante processos de metassomatismo. As inclusões e palasomas são sempre sólidas, podendo assumir formas cristalinas bem definidas (como, a pirite dentro de esmeraldas ou diamantes dentro de diamantes, zircões dentro de zircões ou de cristais de quartzo, etc.), ou arredondadas (como, a apatite e calcite dentro de certos rubis ou o zircão dentro de certos zircões). Nesta figura, estão, sobretudo, ilustrados palasomas de zircão (o número 8 é um palasoma de anátase). Estes palasomas sugerem que o granito de onde eles foram tirados é, provavelmente, de origem metassomática. Com efeito, a presença de palasomas de grãos de zircão rolados (como 1 e 6) incluídos dentro de metasomas de zircão parece falsificar (refutar) a hipótese de uma origem magmática do granito. Provavelmente, a rocha granítica resultou da alteração química (processo de uma rocha ou mineral ser transformado noutro) de outras rochas pela interacção com líquidos. É este tipo de alteração química, que os geocientistas chamam metassomatismo. Uma tal alteração deve ocorrer quando a rocha, ou o mineral, já não está numa fase derretida, isto é, numa fase líquida resultante, ou não, da fusão de um material sólido a altas temperaturas, para que ela seja considerada como metassomática. As rochas metassomáticas podem ser muito variadas e, muitas vezes, difíceis de caracterizar. Frequentemente, e não obstante a sua grande extensão, elas podem ser tão pouco alteradas, que a única evidência da alteração metassomática é uma ligeira mudança de cor ou um aumento da cristalização dos minerais argilosos (micas). Nestes casos, um bom estudo petrográfico e petrológico são essenciais para a compreensão da génese dessas rochas.

Paleobatimetria..............................................................................................................................................................................................Paleobathymetry

Paléobathymetrie / Paleobatimetría / Paläobathymetrie / 古水深 / Палеобатиметрия / Paleobatimetria /

Profundidade da água durante um depósito sedimentar. A montante da ruptura costeira de inclinação de superfície de deposição, ela é, praticamente, zero, o quer dizer, que o espaço disponível para os sedimentos, criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido totalmente. A jusante da ruptura da superfície de deposição, ela aumenta, progressivamente, visto que, unicamente, uma parte do espaço disponível (acomodação) é preenchido. Sinónimo de Paleoprofundidade de Água.

Ver: « Lâmina de Água de Plataforma »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Batial »

A paleobatimetria é a determinação da antiga profundidade de água no momento de deposição que fornece uma interpretação dos paleoambientes muito utilizada na pesquisa do petróleo, uma vez que ela dá indicações importantes para determinar a história deposicional de uma bacia sedimentar. Os foraminíferos bentónicos são, normalmente utilizados, para este fim. Os animais que vivem no fundo do mar fornecem, também, informações preciosa. Muitas espécies vivem dentro de um intervalo relativamente limitado de profundidades de água em padrões normalmente relacionados mais com a distribuição da massa de água dentro da bacia do que directamente, com a batimetria. A paleobatimetria pode também ser determinada a partir da interpretação geológica das linhas sísmicas em termos de estratigrafia sequencial. Durante o intervalo transgressivo (IT) do grupo de cortejos de nível alto (CNA) de um ciclo-sequência*, a linha da costa (mais ou menos, a linha de ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) afasta-se do rebordo continental (que em certos casos pode coincide a linha da costa), uma vez que se forma, pouco a pouco, uma plataforma continental entre elas. Na realidade, durante o intervalo transgressivo, as ingressões marinhas são cada vez mais importantes, enquanto que as regressões sedimentares, que elas induzem, são cada vez menos importantes. Uma tal associação que, colectivamente, certos geocientistas chamam transgressões, cria uma geometria retrogradante, o que quer dizer, que ao fim de cada regressão sedimentar a linha da costa é cada vez menos progradante. o que aumenta a extensão da plataforma continental. No início do prisma de nível alto (PNA), a extensão da plataforma continental é máxima (a linha da costa e os depósitos costeiros associados ocupam a posição mais proximal). Todavia, à medida que a subida, em desaceleração, do nível do mar relativo (nível do mar resultante da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) continua, a linha da costa desloca-se, progressivamente, para jusante, diminuindo, pouco a pouco, a extensão da plataforma. A linha da costa aproxima-se do rebordo continental, que nestas condições de nível alto, enfatiza o rebordo da bacia. Com o tempo (na ausência de uma descida do nível do mar relativo), a partir de um certo momento, a bacia fica sem plataforma, uma vez que linha da costa coincide com o rebordo da bacia (rebordo continental). É o fim da 1^a fase do prisma de nível alto. A partir desse momento começa a 2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA): a bacia não tem mais plataforma continental e a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo continental, o qual funciona também como rebordo da bacia. Teoricamente, a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que ele coincida com o rebordo da bacia (bacia sem plataforma continental) ou não (bacia com plataforma continental), todo o aumento de espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado por uma subida do nível do mar relativo (que ela seja em aceleração ou desaceleração), é preenchido por sedimentos. Todavia, a jusante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, unicamente uma parte parte do espaço disponível é preenchido. A acomodação é igual à espessura dos sedimentos depositados mais a profundidade de água. A paleoprofundidade da água de deposição, como ilustrado no esquema geológico desta figura, pode ser calculada, facilmente, nas secções geológicas e sísmicas. Para isso, basta individualizar: (i) As linhas cronostratigráficas que enfatizam as superfícies deposição (reflectores em azul no detalhe A,B,C,D) ; (ii) Em cada linha cronostratigráfica por em evidência a ruptura costeira de inclinação, que corresponde, grosseiramente, à linha da costa (círculos pretos) ; (iii) A linha que passa pelas rupturas de costeiras (linha preta ponteada), que sublinha uma paleoprofundidade de deposição zero ; (iv) Para cada linha cronostratigráfica, considerar como plano de referência o sector a montante da ruptura costeira que corresponde, mais ou menos, a planície costeira (paleoprofundidade deposição zero) ; (v) Traçar um plano paralelo ao plano de referência no ponto (da mesma linha cronostratigráfica) onde se quer determinar a paleoprofundidade de deposição ; (vi) A distância vertical, entre esse plano e o plano de referência, dá a paleoprofundidade de deposição nesse ponto do talude deltaico ou do talude continental função da escala ; (vii) A linha que une os quadrado negros enfatiza uma paleoprofundidade de 50 m.

(*) Um ciclo-sequência é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 1^a ordem, ou seja, induzido por um ciclo eustático de duração entre 0,5 My e 3-5 My. Um ciclo sequência é composto por cortejos sedimentares que se podem reunir em dois grupos: (i) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de cortejos de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo que é o grupo inferior é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB). O grupo de cortejos de nível alto é composto por dois subgrupos que, de baixo para cima, são: d) Intervalo transgressivo (IT) e e) Prisma de nível alto (PNA).

Paleoclimatologia......................................................................................................................................................................................Paleoclimatology

Paléoclimatologie / Paleoclimatología / Paläoklimatologie / 古气候学 / Палеоклиматология / Paleoclimatologia /

Variações climáticas do passado. A climatologia moderna, que é baseada num grande número de observações feitas durante um pequeno intervalo de tempo, que, muitas vezes, correspondem a medidas directas das propriedades e características da atmosfera, oceanos e gelo, explica mal as mudanças climáticas, isto é a, paleoclimatologia.

Ver: «Climatologia»

Paleocorrente.......................................................................................................................................................................................................................Paleocurrent

Paléocourant / Paleocorriente / Paläocurrent (Current fossilen) / 充注 / Палеотечение / Paleocorrente (corrente fossil) /

Corrente antiga que existiu num passado geológico, como, uma direcção de escoamento que pode ser inferida quer a partir das estratificações entrecruzadas, quer a partir das ondulações de corrente, quer de outras estruturas sedimentares induzidas pela paleocorrente.

Ver: « Rio »
&
« Fluxo »
&
« Paleobatimetria »

As paleocorrentes são vectores que indicam a direcção de escoamento das correntes, que depositaram os sedimentos na superfície da Terra num passado geológico. O estudo dos mares modernos, estuários e rios mostrou que existe uma relação, evidente, entre a geografia física e as correntes que nela existem. As correntes imprimem nos depósitos que lhes são associados as suas características, as quais, mais tarde, podem ser deduzidas pelo estudo da geometria e forma dos planos de estratificação das camadas sedimentares. O estudo das paleocorrentes permite definir, a geometria das bacias sedimentares e os padrões de dispersão dos sedimentos. Potter & Pettijohn (1977) sugeriram que o estudo das paleocorrentes, a grande escala, poderia mesmo ser utilizado para compreender a evolução crustal dos continentes, seus limites, idade dos levantamentos e tectónica. Há outras estruturas, como, os estromatólitos (estruturas de accreção, mais ou menos, estratificadas formadas em água pouco profunda pela retenção, ligação e cimentação de grãos sedimentares por películas de micro-organismos, sobretudo cianobactérias - algas azuis-verdes) que indicam a direcção das paleocorrentes. Os estromatólitos podem desenvolver-se com uma forma alongada, que sublinha a direcção das correntes, ou podem ser, mais ou menos, inclinados e assimétricos e utilizados para determinar o sentido da direcção das correntes e a orientação da linha da costa. Na Shark Bay, na Austrália, os estromatólitos foram utilizados para reconstituir as paleocorrentes durante a deposição dos sedimentos do Proterozóico. Estes estudos corroboraram a hipótese de que a forma alongada, elíptica e colunar dos estromatólitos é paralela à direcção das ondas e, mais ou menos, perpendicular à linha da costa (embora por vezes esta possa ser oblíqua à linha da costa). Parece, que em certos casos (sedimentos antigos), os estromatólitos podem, também, orientar-se, paralelamente, à linha da costa (linha da costa deduzida das estrutura sedimentares).

Paleogeografia.......................................................................................................................................................................................................Paleogeography

Paléogéographie / Paleogeografía / Paläogeographie / 古地理学 / Палеогеография / Paleogeografia /

Estudo da geografia do passado geológico, incluindo os padrões da superfície da Terra, a distribuição dos continentes e oceanos, assim como, as antigas cadeias montanhas e outros elementos terrestres.

Ver: « Supercontinente »
&
« Ciclo de Wilson »
&
« Ambiente de Deposição »

A grande escala, a paleogeografia estuda as posições, superfícies, topografia e geologia dos continentes, assim como, a batimetria dos oceanos. A pequena escala, a paleogeografia estuda os contextos paleogeográficos das bacias sedimentares ou ambientes nos quais certas formações geológicas se formaram. Para este tipo de estudos é essencial definir o tempo geológico dos dados utilizados, o que pode ser feito pela biostratigrafia (isto é, zona, estágio ou época) ou a partir da existência de ambientes de depósitos particulares como, uma bacia evaporítica ou delta. Todos as geociências contribuem directa ou indirectamente neste tipo de estudos, uma vez, que as sucessivas paleogeografias sugerem muito sobre a evolução da superfície da Terra, hidrosfera e biosfera. A maior parte dos dados paleogeográficos são postos em mapas, os quais incluem as paleogeografias que mostram as posições dos continentes e, eventualmente, dos afloramentos durante um particular tempo geológico. Além do valor científico, este tipo de mapa tem um valor económico (por exemplo na delimitação das áreas onde presença de determinados recursos naturais é mais provável). Nesta figura mostra, a grande escala, as principais paleogeografias durante o Paleozóico até a formação do supercontinente Pangeia. Durante o Ordovícico, pode dizer-se que a maior parte da massa continental estava localizada no hemisfério sul e distribuída em quatro grandes continentes: (i) Gondwana (África, América do Sul, Austrália, Índia, Antárctica); (ii) Laurência; (iii) Báltica e (iv) Eurasia. O mar Iapetus separava a Laurência e a Báltica da Eurasia. A Eurasia era separada do grande continente Gondwana pelo mar Reico. Durante o Devónico, o Mar Iapetus fechou-se com a formação do velho continente dos arenitos vermelhos (orogenia Caledónica). Ao mesmo tempo, o Gonduana começou a deslocar-se para o norte, o que iniciou o fecho do Mar Réico (início da orogenia Hercínica). Durante o Pérmico, o Mar Reico fechou-se, completamente, com a orogenia Hercínica, o que originou a formação do supercontinente Pangeia, o qual em seguida se fracturou individualizando diferentes continentes que correspondem, mais ou menos, aos continentes actuais.

Paleolatitude..........................................................................................................................................................................................................................Paleolatitude

Paleéolatitude / Paleolatitud / Paläolatitude (Breite in der geologischen Vergangenheit) / Paleolatitude （在过去的地质纬度） / Палеоширота / Paleolatitudine /

Latitude (localização na Terra ao norte ou ao sul do equador) de um continente ou qualquer outra parte da crusta terrestre no passado geológico. Devido à expansão oceânica, os continentes mudaram de latitude de maneira significativa durante os diferentes períodos geológicos.

Ver: « Expansão Oceânica »
&
« Migração Polar »
&
« Báltica »

Quando o paradigma da Tectónica das Placas litosféricas foi aceite pela maioria dos geocientistas (nos anos 60-70), os dados paleomagnéticos começaram a ser utilizados para interpretar a deriva dos continentes e, assim, determinar as paleolatitudes dos continentes ao longo da história geológica. Como ilustrado nesta figura, a influência da deriva dos continentes (neste caso a evolução da paleolatitude do Novo México, USA) no clima, geomorfologia e habitat através do tempo geológico, é mais do que evidente. Os pólos paleomagnéticos tornaram-se disponíveis para todos os continentes e as suas distribuições temporais, no globo terrestre, definiram trajectórias de derivas aparentes dos pólos (DAP). Isto quer dizer, que para um mesmo continente e para rochas cada vez mais jovens, os pólos virtuais (coordenadas geográficas onde se deveriam localizar os pólos magnéticos da Terra, para explicar a aquisição de magnetização remanescente por uma determinada rocha) seguem uma trajectória até ao pólo actual da Terra. Para a América e Europa, as trajectórias dos pólos virtuais são diferentes, mas tendem ambas para o pólo geomagnético actual. É importante não esquecer, que a posição do pólo paleomagnético, quer isto dizer, o ponto que corresponde a uma média do pólo magnético virtual para um período de 10000/100000 anos, relativamente, ao continente amostrado não dá a paleolongitude do continente. Também não esqueça, que a distância do pólo paleomagnético à área amostrada, reflectida pela inclinação magnética, fornece uma estimação directa da paleolatitude do continente. É por isso, que as amostras têm que ser orientadas para que possam determinar-se os ângulos de declinação e inclinação do campo paleomagnético, de modo a poder em relacionar-se os ângulos medidos em laboratório com os ângulos do referencial Terra (à condição, evidentemente, que o campo magnético terrestre se possa assimilar ao campo de um dipolo cujo eixo coincide com o eixo de rotação da Terra, e localizado no seu centro desta).

Paleomagnetismo........................................................................................................................................................................................Paleomagnetism

Paléomagnétisme / Paleomagnetismo / Paläomagnetismus / 古地磁学 / Палеомагнетизм / Paleomagnetismo /

Estudo dos antigos campos magnéticos (por vezes preservados nas propriedades magnéticas das rochas), das mudanças de posição dos pólos magnéticos e inversões dos pólos magnéticos no passado geológico.

Ver:« Expansão Oceânica »
&
« Migração Polar »
&
« Magnetostratigrafia »

O paleomagnetismo é o estudo dos registos do campo magnético terrestre, que está preservado em vários minerais magnéticos através do tempo geológico. O paleomagnetismo mostrou que, através do tempo, o campo magnético da Terra variou muito, quer em orientação, quer em intensidade. Pode dizer-se, que certos geocientistas estudam os antigos campos magnéticos medindo a orientação que os minerais magnéticos das rochas adquiriram no momento da sua formação (magnetismo remanente) para determinar a configuração, mais provável, do campo magnético terrestre no momento da deposição, em função das orientações observadas. O pólo norte magnético deslocou-se, constantemente, em relação ao eixo de rotação da Terra, o que quer dizer, que o magnetismo é um vector e que uma variação do campo magnético terrestre pode ser determinada pelas medidas da declinação e inclinação magnética e paleointensidade. Nesta figura, a magnetização das rochas que constituem as placas litosféricas A e B indicam um determinado pólo paleomagnético (1). Contudo, 200 My de anos mais (isto é, depois de 200 milhões de anos de expansão oceânica), a magnetização das rochas indica, evidentemente, um outro pólo (2). Rapidamente, os geocientistas compreenderam que, na realidade, eram os pólos que permaneciam fixos e que eram os continentes que se deslocavam, horizontalmente, e de maneira, mais ou menos, independente. Além disso, os geocientistas também notaram, que o sentido da magnetização fóssil das rochas correspondia ao campo magnético actual (normal) ou inverso. As inversões magnéticas ocorreram em intervalos de tempo irregulares todo ao longo da história da Terra. As idades e padrões destas inversões foram determinadas a partir da expansão oceânica e datação das rochas vulcânica associadas. Em 1963, foi sugerido que as anomalias magnéticas lineares observadas à superfície da crusta oceânica eram induzidas por bandas magnetizadas alternativamente em direcções opostas.

Paleontologia............................................................................................................................................................................................................Paleontology

Paléontologie / Paleontologia / Paläontologie / 古生物学 / Палеонтоло́гия / Paleontologia /

Estudo dos fósseis, isto é, dos restos de antigos seres vivos de maneira a poder, não só reconstituí-los, mas também utilizá-los para estabelecer relações evolucionárias. Ciência dos fósseis, antigas formas de vida e sua evolução.

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

A paleontologia permite a reconstituição dos antigos ambientes sedimentares e, sobretudo, da biostratigrafia, na qual a distribuição dos fósseis observada através do tempo geológico é utilizada não só nas datações, mas também nas correlações. A paleontologia liga as ciências da geologia e biologia, tirando os seus principais princípios e métodos de ambas e, assim, interligando-as. Com o tempo, a paleontologia subdividiu-se em diferentes disciplinas: (i) Paleontologia dos vertebrados, que se concentra no estudo dos vertebrados, desde os peixes até ao mamíferos ; (ii) Paleontologia dos invertebrados, que se concentra no estudo dos fósseis dos invertebrados como os moluscos, artrópodes, vermes e equinodermes ; (iii) Paleobotânica, que estuda os fósseis das plantas ; (iv) Palinologia, que se ocupa do estudo dos pólens e esporos produzidos pelas plantas terrestre e protistas e (v) Micropaleontologia, que estuda os fósseis dos micro-organismos, independentemente, do grupo a que eles pertencem. Nesta figura, está ilustrado um fóssil de um antigo verme sem fim (macaerídio), à esquerda, e a sua representação gráfica, à direita. Este fóssil é de uma criatura, pouco comum, do grupo dos macaerídios. Ela é um invertebrado sem uma espinha dorsal, que existiu, aproximadamente, há cerca 180 milhão anos entre 485 e 305 milhão anos atrás. Na representação gráfica, as diferentes tonalidades sublinham : (a) O tronco ; (b) Os membros ; (c) Os pelos ; (d) As placas do escudo ; (e) Os intestinos e (f) A estrutura dorsal linear. A descoberta, no SE de Marrocos, deste fóssil excepcional, que conservou a evidência dos tecidos macios do animal, resolveu um enigma paleontológico sobre a origens de um grupo extinto de estranhos animais semelhante a um molusco terrestre, mas com uma série de bandas de placas do escudo mineralizadas. Enquanto que a evolução, ao longo da história geológica, produziu uma grande diversidade nos corpo dos animais, determinados grupos, altamente, distintos, como, as trilobites e amonites, extinguiram-se.

Paleoprofundidade de Água ..........................................................................................................................................................Paleowater

Paléoprofondeur d'eau / Paleoprofundidad de agua / Paleowater (Fossil Wasser) Tiefe / 古水（火水）深度 / Палеоглубина / Profondità di paleowater (acqua Fossil) /

Profundidade da água sob a qual um determinado intervalo sedimentar se depositou. A montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, a profundidade de água é praticamente zero, quer isto dizer, que o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido totalmente. A jusante da ruptura de inclinação da superfície de deposição, ela aumenta, progressivamente, visto que, apenas, uma parte do espaço disponível (acomodação) é preenchido.

Ver: « Lâmina de Água de Plataforma »
&
« Paleobatimetria »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Dentro de um ciclo sequência que é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, ou seja, induzido por um ciclo eustático de duração entre 0,5 My e 3-5 My, os cortejos sedimentares que o formam podem reunir-se em dois grupos: (i) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de cortejos de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo que é o grupo inferior é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB). O grupo de cortejos de nível alto é composto por dois subgrupos que, de baixo para cima, são: d) Intervalo transgressivo (IT) e e) Prisma de nível alto (PNA). Em condições geológicas de nível baixo do mar, ou seja, quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, durante o depósito do prisma de nível baixo (PNB), a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo da planície costeira, o que quer dizer que a bacia não tem plataforma continental. Em condições geológicas de nível alto do mar, ou seja, quando o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, a posição da linha da costa em relação ao rebordo continental é variável. Durante o depósito do intervalos transgressivo (IT) e da 1^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a linha da costa está a montante do rebordo continental, que é igualmente o rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Todavia, embora no início do prisma de nível alto (PNA) a bacia tenha uma plataforma continental, a partir de um certo momento, devido a progradação da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa), a plataforma continental é, totalmente, fossilizada pela progradações do prisma de nível alto. É o fim da 1^a fase de evolução do prisma de nível alto. A partir desse momento, a bacia não tem mais plataforma continental. É o início da 2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, durante a qual a linha da costa é, mais ou menos, coincidente com o rebordo continental. Estas condições geológicas são, por vezes, exageradas nas linhas sísmicas, uma vez que, devido resolução sísmica (distância mínima entre duas interfaces para haver duas reflexões distintas ou espessura mínima que um intervalo sedimentar dever ter para que existam reflexões distintas do topo e da base do intervalo), todos os intervalos transgressivos (IT) com uma espessura inferior a 30-40 metros não se podem pôr em evidência. Por outras palavras, se numa linha sísmica, dentro de um ciclo sequência, existir uma lâmina de água de 20 metros sobre uma plataforma continental, a bacia é interpretada como não tendo plataforma continental e a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que é, grosseiramente, equivalente à linha da costa, é considerada como coincidente com o rebordo continental. Desde que a ruptura costeira de inclinação de uma linha cronostratigráfica é reconhecida, uma avaliação grosseira da paleobatimetria é possível como é o caso no autotraço ilustrado nesta figura. Neste autotraço (quando os principais reflectores de uma linha sísmica são sublinhados de maneira automática ou manual por traços de lápis) de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia, ilustrado nesta figura, pode dizer-se, que as rupturas costeiras de inclinação da superfícies de deposição correspondem aos sucessivos rebordos da bacia, uma vez que elas marcam o limite entre a planície costeira e a parte superior do talude continental dentro de cada ciclo sequência. Sismicamente, ou seja, tendo em linha de conta a resolução sísmica, pode dizer-se que neste autotraço há bacias (uma vez que vários ciclos sequência são visíveis) que não tem plataforma. É fácil identificar as rupturas de inclinação ao longo dos reflectores (linhas cronostratigráficas). Elas marcam as posições sucessivas do rebordo continental (rebordo da bacia e mais ou menos a linha da costa) e constatar que a linha que as une (m tracejado) é diacrónica. Ela corta todas as linhas cronostratigráficas. Assumindo, que em tempo, a montante do rebordo da bacia (em condições geológicas de nível alto), a paleoprofundidade é zero, para determinar a paleoprofundidade nos sedimentos do talude continental, basta tomar a parte do reflector a montante do rebordo da bacia (que aqui também é a ruptura da deposição costeira) como linha de referência e descolá-la, paralelamente, para baixo de uma certa quantidade de tempo, neste exemplo 0,20 e 0,40 milissegundos. A intersecção dessas linhas com o reflector cronostratigráfico indica os sedimentos que se depositaram com uma paleoprofundidade de 0,20 e 0,4 milissegundos (tempo duplo).

Paleossoma (mineral, rocha)......................................................................................................................................................................................Paleosoma

Paléosome (minéral, roche) / Paleosoma (mineral, rocca) / Paleosoma (bestehend aus einer Migmatit vor der Bildung) / Paleosoma （组成的混合岩，其形成之前）/ Палеосома / Paleosòma /

Rocha ou mineral a partir da qual outra rocha ou mineral (metassoma) se pode formar. Sinónimo de Palassoma.

Ver: « Palassoma (mineral) »
&
« Quartzo »
&
« Metassoma (mineral) »

Nesta figura está ilustrada uma lâmina delgada (encima à direita) e dois detalhes (1 e 2) de um migmatito (onshore da Noruega), que resultou da metassomatose de um paleosoma (rocha supracrustal de composição básica). O estudo microscópico sugeri : (i) Uma metassomatose potássica, que foi responsável da descalcificação da plagioclase, na qual o potássio substituiu o cálcio da anortite e permitiu a cristalização de uma plagioclase mais albítica ; (ii) A augite que se encontra sob a forma de relíquias nos migmatitos transformou-se em amfíbola, que, por vezes, conservou a morfologia das piroxenas ; (iii) Utilizando a alumina disponível, a metassomatose potássica transformou também a amfíbola em biotite ; (iv) A formação de epidote está, também, ligada a metassomatose e ela aparece como um subproduto da cloritização da biotite ; (v) A metassomatose potássica foi acompanhada de uma metassomatose siliciosa, como o sugere a estrutura das mirmequites (as gotas de quartzo vermicular nunca atravessam os planos das maclas dos feldspatos) ; (vi) A transformação da amfíbola em biotite, a reacção entre a microclina e plagioclase ou a substituição dos feldspatos alcalinos pelo cálcio representam, provavelmente, a fonte da sílica ; (vii) Que os pegmatitos são paralelos à estratificação e xistosidade, mas, no campo, a presença de enclaves de paleosoma é evidente. Embora a maior parte dos minerais ferro-magnesianos tenha sido digerida, alguns deles resistiram a granitização criando enclaves e paleosoma minerais característicos. Nesta lâmina delgada, a rocha, que é formada por alternâncias de leitos quartzo-feldspáticos e ferro-magnesianos, mostra que os minerais acessórios não se encontram, exclusivamente, ligados aos leitos melanocratas, mas que também se encontram nos leitos quartzo-feldspáticos, onde eles se dispõem de uma maneira, mais ou menos, regular. Trata-se, principalmente, de zircão, esfena e apatite que provêm das rochas anteriores e que resistiram à metassomatose, a qual transformou o paleosoma em migmatitos (rocha metasoma). Estes minerais formam o que Wegmann (1935) chamou enclaves de minerais.

Paleotétis.............................................................................................................................................................................................................................................Paleo-Tethys

Paléo-Téthys / Paleo-Tetis / Paläotethys / 古特提斯洋 / Палеотетис / Oceano Paleo-Tetide /

Oceano que, no Paleozóico, separava os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia. A abertura do Paleotétis começou no Silúrico na margem norte do Gondwana.

Ver: «Mar de Tétis»

Paleozóico.....................................................................................................................................................................................................................................................Paleozoic

Paléozoïque / Paleozoico / Paläozoikum / 古生代 / Палеозой / Paleozoico /

Era do tempo geológico que durou de 570 Ma (milhões de anos atrás) até 245 Ma.

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

Nesta figura estão ilustradas os limites tempo dos períodos geológicos do Paleozóico segundo diferentes autores (da esquerda para a direita): (i) Holmes, 1937 ; (ii) Holmes, 1960 ; (iii) Kulp, 1961 ; (iv) NGS 82 (Odin et al., 1982) ; GTS 82 (Harland et al., 1982) ; GTS 89 (Harland et al., 1990) ; Odin & Odin, 1993 ; Gradstein & Ogg 1996 ; Laurie et al., 1996 ; Remane et al., 2000) ; GTS 2004. A paleogeografia do Paleozóico começou com a dispersão dos continentes resultantes da ruptura do supercontinente proterozóico (Protopangeia ou Rodínia), no hemisfério sul e continuou com um progressivo agrupamento dos continentes próximo do equador durante o Carbonífero. O resultado foi a formação de um novo supercontinente chamado Pangeia, o qual apresentava uma grande variedade de clima. Durante este longo período de tempo, a actividade tectónica nas margens das placas litosféricas foi muito importante. Várias vezes, uma grande parte do sul do continente Gondwana (grande continente Paleozóico composto pela América do Sul, África, Antárctica, Índia e Austrália) foi coberto por calotes glaciárias: (a) Durante o Silúrico, no Norte de África ; (b) Durante o Devónico, na América do Sul e (iii) Durante Carbonífero e Pérmico, em todos os continentes meridionais. Embora as oscilações glaciares tenham afectado, constantemente, a sedimentação e as variações eustáticas, pode dizer-se, que o Paleozóico corresponde ao primeiro ciclo eustático de 1a ordem do Fanerozóico. Globalmente, o nível do mar do mar subiu durante a dispersão dos continentes, resultantes da fracturação da Protopangeia e começou a descer desde que os continentes começaram a aproximar-se uns dos outros para forma o supercontinente Pangeia. Todos os modernos filos do reino animal (classes semelhantes formam um filo, filos semelhantes formam um reino: Reino ➙ Filo ➙ Classe ➙ Ordem ➙ Família ➙ Género ➙ Espécie) e uma parte das plantas do reino vegetal estavam já representados no Paleozóico. Vários grupos de animais, que se desenvolveram e predominaram durante esta era, extinguiram-se, antes do fim do Paleozóico. O desenvolvimento da vegetação terrestre culminou no período Carbonífero. Os tetrápodes terrestres apareceram antes do fim do Devónico. Os fósseis marinhos sugerem que numerosas extinções e eventos geoquímicos globais ocorreram, em particular, no fim do Paleozóico. Como ilustrado acima, a Era Paléozoico foi uma Era de nível alto do mar.

Pangeia.........................................................................................................................................................................................................................................................................Pangea

Pangée / Pangea / Pangaea / 盤古大陸 / Пангея / Pangée /

Supercontinente formado no fim do Paleozóico, que era constituído por dois pequenos supercontinentes: (i) Gondwana, ao sul e (ii) Laurasia, ao norte.

Ver: « Supercontinente »
&
« Colisão Continental »
&
« Rodínia »

O termo Pangeia, que em grego antigo quer dizer “Toda a Terra” deriva da junção de pan ("πᾶν", todo, inteira en grego) e Gaia Deusa da Terra), designa o supercontinente que existiu durante o Paleozóico Tardio e o Mesozóico Inicial. Dois pequenos supercontinentes constituem o supercontinente Pangeia. Ao norte, o pequeno supercontinente Laurasia, formado pela junção do continente Laurência (América do Norte) e do continente Eurásia (excluindo Índia) e ao sul, o pequeno supercontinente Gondwana, que pode ser subdividido em Gondwana Oriental (África, Antárctica oriental, Austrália, Índia, Madagascar, Arábia, Nova Guiné, norte da China, sul da China, Indochina e Bacia do Tarim) e Gondwana Ocidental (Amazonas, cratão do Rio da Prata, África ocidental, Florida, Avalónia e Sul da Europa). O supercontinente Pangeia era rodeado pela Oceano Panthalassa* que incluía o Mar de Tétis entre o pequenos supercontinentes Laurasia e Gondwana, o qual pode ser considerado como o proto-mediterrâneo. Em 1858, o geógrafo António Snider-Pellegrini ilustrou, em dois mapas, a hipótese de que os continentes americano e africano estiveram, no passado geológico, juntos antes de se separem mais tarde. No início do século XX, Alfred Wegener avançou a hipótese que, um enorme continente, que ele denominou Pangeia, existia antes de se fracturar no início do Mesozóico e que os fragmentos continentais, assim individualizados, separam-se uns dos outros continuando até, mais ou menos, ao Presente. Nesta hipótese, que os geocientistas chamaram a deriva dos continentes, Wegener admitia que o supercontinente Pangeia começou a partir-se à cerca de 225/200 milhões de anos atrás e que ele se fragmentou, mais ou menos, nos continentes que nós hoje comecemos. A hipótese de Wegener era baseada, principalmente, no facto que, para ele, a América do Sul e África têm linhas da costa complementares, o que tinha já sido, avançado três séculos antes por Abraão Ortelius. Wegener notou, igualmente, a presença de estruturas geológicas e fósseis de animais e plantas muito semelhantes em ambas as costas, embora hoje, elas estejam separadas por milhares de quilómetros pelo Oceano Atlântico. Wegener conjecturou que era, fisicamente, impossível que muitos desses organismos pudessem nadar ou ser transportados ao longo de uma distância tão grande. Para ele, a presença de fósseis semelhantes em ambas as costas da América do Sul e oeste da África era uma evidência, que no passado, os dois continentes tinham estado colados. Na hipótese de Wegener, a deriva dos continentes, depois da ruptura da Pangeia, explicava não só a presença de fósseis semelhantes em ambas as margens, mas também a evidência de mudanças climáticas importantes em ambos os continentes. A descoberta de fósseis de plantas tropicais (depósitos de carvão) na Antárctica sugeria, também, que esta terra gelada esteve, no passado, situada perto do equador. Embora a ideia do supercontinente de Wegener fosse combatida durante muitos anos, o advento da Tectónica das Placas corroborou a ideia de base de Wegener, mas não os detalhes e, sobretudo, os mecanismo de ruptura e de separação dos continentes. Na teoria da Tectónica das Placas não são os continentes que se deslocam, como na hipótese de Wegener, mas as placas litosféricas que transportam com elas os continentes como o faz um tapete rolante. Após a formação da Pangeia, no Pérmico, quase toda a terra estava aglutinada neste supercontinente. Apenas o cratão do Yangtze (Sul da China), parte da Indochina e o microcontinente da Cimméria esta separados no Mar de Tétis. A Pangeia tomou a forma de um C, cujo centro estava sobre o equador. Ela era limitada, ao nível do equador, por uma grande cintura de montanhas (cadeia Hercínica) orientada Este-Oeste. Toda a área central, de 40° Sul a 40° Norte, era formada de grandes desertos que cobriam a maior parte da actual América do Norte, do Sul, África e Europa. O norte da Norte da Europa (actual área do Mar do Norte) era coberta por um mar interior pouco profundo, muito salgado, e, ocasionalmente, ligado ao oceano. A Europa estava separada da Sibéria por um mar estreito e pouco profundo que ligava o oceano Panthalassa (ao norte) e o Mar de Tétis (ao sul). Este mar era bordado, do lado da Sibéria, pela cadeia de Montanhas do Ural.

(*) A primeira e principal diferença básica entre mar e oceano é a sua extensão territorial. Os oceanos ocupam grandes extensões e são delimitados por porções de terra (na verdade, são as terras emersas que são delimitadas pelos oceanos), enquanto os mares são bem menores e costumam ser delimitados pelos continentes em boa parte de suas entradas (http://escolakids.uol.com.br/qual-a-diferenca-entre-mar-e-oceano.htm)

Pannótia.............................................................................................................................................................................................................................................................Pannotia

Pannotie / Pannotia / Pannotia, Vendia, Größeres Gondwanaland / 潘諾西亞大陸 / Паннотия / Pannotia, Supercontinente vendiano /

Oceano que, no Paleozóico, separava os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia. A abertura do Paleotétis começou no Silúrico na margem norte do Gondwana.

Ver: «Protopangeia»

Pântano de Planície Aluvial..........................................................................................................................................................Backswamp

Marais alluvial / Pantano aluvial / Alluvialen Sumpf / 冲积沼泽 / Пойменное болото / Palude alluvionale /

Pântano formado na parte baixa da planície de inundação atrás de um dique marginal natural (fluvial).

Ver: « Pântano de Maré »
&
« Depósito de Transbordo »
&
« Planície de Inundação »

Os pântanos de planície aluvial ao contrário dos pântanos costeiros formam-se, geralmente, longe da linha da costa, mas em directa associação com os rios, nos quais as correntes que têm tendência a transbordar durante os períodos de cheia. Efectivamente, um pântano de planície aluvial corresponde às zonas baixas da superfície de inundação do rio com o qual ela está associado. Geralmente, um pântano de planície aluvial é, ligeiramente, mais baixo do que os cones aluviais que se depositam de cada lado vale fluvial, e, também, mais baixo, do que os diques marginais naturais que se formam de cada lado do canal do rio. Pode dizer-se que estes pântanos se localizam num centro de deposição de siltitos e argilitos. A planície de inundação, durante a sua formação, é caracterizada por correntes meandriformes, lagos de meandro, albufeiras, pântanos de planície aluvial e, ocasionalmente, ela pode estar, completamente, coberta de água. Quando o sistema de drenagem deixa de actuar ou é, inteiramente, desviado, por uma razão qualquer, a planície de inundação pode transformar-se numa área de grande fertilidade, semelhante, em aparência, ao fundo de um lago ou pântano antigo. Ao contrário do fundo de um lago ou pântano, a planície de inundação é, raramente, plana. Ela inclina no sentido do escoamento do rio, mas, localmente, ela pode inclinar para o leito do rio. Esta fotografia (Vietname) ilustra um pântano de planície aluvial associada ao rio Mekong, que é um dos doze mais longos rios do mundo. Nesta área, a hidrologia do rio e dos seus tributários, é muito dependente das estações. O máximo de escoamento, durante as estações da chuvas, é cerca de quinze vezes maior que durante as estações secas. A maior parte da planície de inundação, do baixo e médio Mekong, está sujeita a inundações. Em muitas depressões, atrás dos diques marginais naturais, formam-se corpos de água (pântanos) semipermanentes cujas superfícies e profundidades variam segundo as estações. Por vezes, eles são totalmente isolados dos tributários do Mekong. Estes pântanos são sazonais e as suas dimensões variam entre um hectare, ou menos, até centenas de hectares de extensão. Eles constituem, para as comunidades residentes nos arredores, importantes fontes de pesca.

Pântano de Maré (pântano marinho, pântano costeiro)....................................Coastal Marsh, Salt Marsh

Marais salant / Marismas salinas, Marjales / Marsch, Watt / 沿海湿地 / Солончаковое болото / Palude costiera /

Região saturada de água, mal drenada e coberta de água de maneira intermitente ou permanente com uma vegetação semelhante à erva mas, fundamentalmente, sem formação de turfa.

Ver: « Lago de Meandro »
&
« Depósito de Transbordo »
&
« Planície de Inundação »

Os pântanos costeiros e estuários têm numerosos pontos comuns. Ambos são caracterizados pela existência de canais entalhados pelas correntes de maré e zonas de sedimentação. A origem, pode encontra-se numa transgressão, que inundou não só parte das zonas mais baixas do que as desembocaduras fluviais (pântanos costeiros), mas também uma parte das embocaduras (estuários). A ocorrência de uma transgressão não é indispensável para a formação dos pântanos costeiros ou estuários, o que quer dizer, que eles se podem formar sem submersão ou emersão da zona costeira (costa neutras). Os pântanos costeiros podem formar-se por colmatagem lateral, na parte protegida do estuário, atrás de um cordão litoral ou de uma baía sem saída. A sedimentação é, na maior parte das vezes, muito complicada e em grande parte arenosa e vasosa. Na maior parte das vezes, a vegetação fixa a vasa, como ilustrado nesta fotografia (Florida). Estes pântanos contêm, geralmente, poucas, se algumas, árvores ou arbustos e, por vezes, têm água durante todo o ano agindo, assim, como filtros naturais. Enquanto a água estaciona no pântano, o fluxo da água de infiltração é retardado, e assim, as partículas em suspensão são depositadas, o que corresponde a uma filtração da água. A vasa quando pouco colonizada e recoberta várias horas à cada maré, chama-se "slikke". Quando ela é colonizada pela vegetação ela é uma "schorre", isto é, uma vasa seca, granulada e que é recoberta, unicamente, durante breves instantes. A maré, muitas vezes, não ocupa que certos canais meandriformes. A turfa de água doce só se forma na parte interna do pântano, onde a água é doce. Uma mudança na trajectórias dos canais ou uma ruptura no cordão litoral, que fecha o pântano, podem depositar sedimentos marinhos por cima da turfa de água doce sem que nenhuma transgressão ocorra. A turfa compacta-se, rapidamente, e o pântano enterra-se, pouco a pouco, o que provoca uma invasão marinha sem que nenhum evento tectónico ocorra. Todas estas possibilidades devem sempre ser tomadas em linha de conta quando se faz a história morfológica dos pântanos costeiros (Derruau, M., 1958).

Panthalassa...................................................................................................................................................................................................................................Panthalassa

Panthalassée / Pantalassa / Panthalassa / 泛古洋 / Панталасса / Panthalassa /

Grande oceano que existiu na Terra antes da ruptura da Pangeia, no qual as correntes marinhas eram simples e lentas, com um clima, provavelmente, mais quente do que hoje.

Ver: «Gondwana»

Paraciclo Eustático..........................................................................................................................................................................Eustatic Paracycle

Paracycle eustatique / Paraciclo eustático / Paracycle eustatischen / 全球海平面准周期 / Эвстатический парацикл / Paraciclo eustatico /

Intervalo de tempo ocupado por uma ascensão e estabilização relativa do nível do mar (escala regional), seguida por outra subida relativa sem que nenhuma descida relativa do nível do mar significativa ocorra. Os paraciclos eustáticos são, provavelmente, induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch, os quais controlam a energia solar recebida pela superfície da Terra. As variações climáticas induzem mudanças da quantidade de água nas bacias oceânicas. Os ciclos orbitais de Milankovitch têm durações de 19 k, de 23 k, de 41 k e de 100 k anos.

Ver: « Ciclo de Milankovitch »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »

A definição de uma superfície de inundação (limite de paraciclo-sequência) é independente do modo de formação. Ela pode ser produzida quer, unicamente, por uma subida eustasia (variações o nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), quer por uma subida do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado à base dois sedimentos, ao fundo do mar ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento), quer por uma falha ou simplesmente pelo aprofundamento da água resultante da subsidência por compactação de um lóbulo deltaico induzida pela compactação ou mesmo pelo deslocamento lateral de depocentro deltaico (efeito de pêndulo). Um paraciclo eustático ou o paraciclo-sequência associado podem ser criados por mecanismos autocíclicos (mecanismos que ocorrem, unicamente, dentro da bacia sedimentar, como, marés, tempestades, etc.) ou por mecanismos alocíclicos (mecanismos que ocorrem fora da bacia sedimentar, como, as variações o nível do mar, o clima, a tectónica, etc.). Considerando, unicamente, a influência da precessão do eixo de rotação da Terra (mudança giroscópica do eixo de rotação que não se alinha com o eixo da eclíptica, mas precessiona em torno dele, da mesma forma que um pião quando gira precessiona em torno do eixo vertical ao solo) e da excentricidade da órbita (afastamento da órbita da forma circular) pode dizer-se que as subidas do nível do mar absoluto ou eustático representam paraciclos eustáticos, uma vez que, praticamente, não há descidas do nível do mar relativo entre cada incremento, como se pode constatar nesta figura. Assim, quando as variações eustáticas (referenciadas, em geral, ao centro da Terra) induzidas pela excentricidade e precessão são combinadas com a subsidência da bacia, é evidente, que é a eustasia que desempenha o papel preponderante na ciclicidade das variações do espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Em outros termos, é a eustasia, ou seja, as variações do nível do mar absoluto que produzem a ciclicidade dos depósitos sedimentares. Esta conjectura é difícil de refutar, mesmo nas bacias sedimentares associadas aos regimes tectónicos compressivos (bacias de antepaís e cadeias de montanha). Lembremos que o nível do mar absoluto ou eustático é função da: (i) Tectonicoeustasia (controlada pela variação do volume das bacias oceânicas) ; (ii) Glacioeustasia (controlada pela variação de volume de água dos oceanos, principalmente associada a quantidade de gelo) ; (iii) Geoidaleustasia (controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre) e (iv) Dilatação térmica dos oceanos* ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). Todavia, certos geocientistas pensam que nas bacias sedimentares associadas à formação das megassuturas, a tectónica pode, em certos casos, ser a principal responsável da ciclicidade dos depósitos sedimentares. É importante não esquecer que dentro de um ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3.5 My), entre cada paraciclo eustático (aumento do espaço disponível para os sedimentos) há um período de estabilidade do nível do mar relativo durante o qual os sedimentos se depositam. Tudo se passa da maneira seguinte: (i) Ingressão marinha (subida a do nível do mar relativo ou paraciclo eustático), que produz um deslocamento da linha da costa para o continente e cria, no fundo do mar, uma superfície de ravinamento ; (ii) Período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual à linha da costa se desloca para o mar (progradação), à medida que os sedimentos (clásticos) se depositam, em geral, por progradações sigmóides ; (iii) A progradação la linha da costa pode ou não ultrapassar a posição que ela tinha antes da subida do nível do mar relativo (no primeiro caso há um regressão sedimentar enquanto que no segundo há uma retrogradação sedimentar) ; (iv) Nova subida do nível do mar relativo, que pode ser mais importante que a precedente (em aceleração) ou menos importante (em desaceleração) e assim por diante até que ocorra uma descida significativa do nível do mar relativo que cria uma discordância.

(*) O efeito estérico vem do facto que cada átomo contido numa molécula de água ocupa um determinado espaço. Um aumento da temperatura da água aumenta o tamanho dos átomos. Na realidade, a repulsão de Pauli ou de Born implica que uma certa quantidade de energia é requerida para sobrepor as nuvens dos lóbulos orbitais electrónicos para que os átomos sejam trazidos mais perto uns dos outros. Um gasto ou um ganho de energia afecta a forma normal da molécula e as suas propriedades.

Paraciclo do NRM (nível relativo do mar)...............................................................................................................Paracycle of RSL

Paracycle du NRM / Paraciclo de NRM (nivel relativo del mar) / Paracycle die NRM (relative Meeresspiegel) /相对海平面（RSL）准周期（相对海平面） / Парацикл относительного уровня моря / Paraciclo il NRM /

Intervalo de tempo ocupado por uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha). Um paraciclo do nível do mar relativo (paraciclo eustático ou ingressão marinha) é separado do paraciclo seguinte por uma estabilização do nível do mar relativo durante a qual os sedimentos se depositam (regressão sedimentar). Não existe nenhuma descida do nível do mar relativo, isto é, não existe nenhuma discordância, entre dois paraciclos do nível do mar relativo (paraciclos eustáticos) consecutivos, mas sim superfícies de inundação e de ravinamento.

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

Função do intervalo de tempo entre as duas descidas do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que delimitam os ciclos eustáticos, diferentes ordens de grandeza podem ser consideradas. Os ciclos eustáticos de 1^a ordem têm um tempo de duração superior a 50 My, o que quer dizer, que o intervalo de tempo entre as descidas do nível do mar relativo consideradas é superior a 50 milhões de anos. Os ciclos eustáticos de 2^a ordem têm um tempo de duração compreendido entre 3-5 My e 50 My. Os ciclos eustáticos de 3^a ordem têm um tempo de duração entre 3-5 My e 0,5 My. O tempo de duração dos ciclo eustáticos de 4^a e 5^a ordem (ciclos de alta frequência) varia entre 0,1 e 0,5 My. Inicialmente, P. Vail considerou que os ciclos eustático de 3^a ordem tinham um tempo de duração entre 0,5 e 3 My. Todavia, muitos geocientistas constaram, que uma grande parte dos ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, induzidos pelos ciclos eustáticos de 3^a ordem, eram, muitas vezes, limitados por discordâncias cujas idades diferiam atingiam, mais ou menos, 5 My. Assim é preferível considerar os ciclos eustáticos de 3^a ordem como limitados entre 0,5 e 3-5 My, o que não muda grande coisa, mas que ao ponto de vista teórico nos parece mais correcto. Efectivamente, matematicamente, um evento geológico é considerado instantâneo quando o tempo de mudança é 1/100 do tempo total, uma vez que num gráfico (escala natural, ou seja, 1:1) o tempo de mudança é, praticamente, zero (unicamente numa escala dilatada ele é medível). Isto quer dizer, durante o Fanerozóico, que durou cerca de 600 My, todo evento geológico com uma duração inferior a 6 My pode ser considerado como um evento instantâneo ou, por outras palavras, todo ciclo eustático de duração inferior a 6 My é um evento instantâneo, pelo menos em relação ao tempo geológico do Fanerozóico. Um paraciclo eustático, corresponde a um incremento de uma subida do nível do mar relativo, quer isto dizer, a uma ingressão marinha ou a um acréscimo de uma ingressão marinha em série. Num conjunto de paraciclos eustáticos, cada paraciclo é limitado entre dois períodos de estabilidade do nível do mar relativo. É durante esses períodos de estabilidade do nível do mar relativo que os sedimentos se depositam à medida que a linha da costa se desloca para o mar formando um paraciclo sequência que não é outra coisa que uma regressão sedimentar limitada entre duas ingressões marinhas. Uma ingressão marinha (paraciclo eustático) desloca, unicamente, a linha da costa para o continente criando no fundo do mar uma superfície de ravinamento devido à acção das vagas. Os paraciclos sequência, induzidos pelos paraciclos eustáticos, formam todos os subgrupos de cortejos sedimentares que se podem reconhecer dentro de um ciclo sequência completo, que de baixo para cima são: (a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (b) Cones submarinos de talude (CST) ; (c) Prisma de nível baixo (PNB) ; (d) Intervalo transgressivo (IT) ; (e) Prisma de nível alto (PNA). Obviamente, um paraciclo eustático não é um ciclo, uma vez que entre as subidas do nível do mar relativo, que são enfatizadas por superfícies de ravinamento, na base, e por superfícies de inundação, no topo, há um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual se depositam os sedimentos, à medida que a linha da costa se desloca o mar, que formam os paraciclos sequência e não descidas do nível do mar relativo. Um conjunto de paraciclos eustáticos limitado por descidas do nível do mar relativo que formam um ciclo eustático. Da mesma maneira, os paraciclos sequência induzidos por paraciclos eustáticos não são ciclos estratigráficos, uma vez que eles são limitados por superfícies de inundação e não por discordâncias. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore da Noruega, os paraciclos sequência são, raramente, reconhecido nas linhas sísmicas convencionais devido a resolução sísmica. Eles são, unicamente, visíveis quando uma tentativa de interpretação ao nível hierárquico dos ciclos sequência é possível, quer isto dizer, quando as superfícies de inundação, que os limitam, são bem individualizadas e permitem de reconhecer os grupos e subgrupos de cortejos sedimentares que formam um ciclo sequência, o que não é o caso nesta interpretação, uma vez que ela é feita em pacotes que, provavelmente, correspondem a subciclos de invasão continental induzidos por ciclos eustáticos de 2^a ordem.

Paraciclo-Sequência......................................................................................................................................................................................Parasequence

Paracycle séquence / Paraciclo secuencia / Parasequenz / 准层序 / Парасеквенция / Parasequenza /

Camada ou sucessão de camadas sedimentares, mais ou menos, conformes, geneticamente ligadas e limitadas por duas superfícies ravinamento consecutivas induzidas por inundações marinhas (ingressões marinhas). Um paraciclo-sequência (parassequência para certos geocientistas, particularmente, nos primeiros tempos da estratigrafia sequencial) é a unidade estratigráfica depositada durante um paraciclo eustático. Embora a maior parte dos paraciclos sequência estejam associados às sucessivas subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas) da curva das variações do nível do mar relativo, dois tipos particulares de paraciclos sequência podem existir dentro de um ciclo sequência: (i) Periódicos e (ii) Episódicos. Os primeiros estão ligadas aos ciclos orbitais de Milankovitch e depositam-se, de preferência, durante os intervalos transgressivos (IT). Os segundos depositam-se, de preferência, nos prismas de nível alto nível (PNA) e de nível baixo (PNB) são, na maior parte das vezes, causados pelos deslocamentos dos lóbulos deltaicos. Os paraciclos sequência episódicos são chamados subsequências por certos geocientistas, os quais reservam termo de parassequência para os paraciclos sequência periódicos.

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

Contrariamente ao ciclos eustáticos (que eles sejam deduzidos das variações do nível do mar relativo* ou absoluto), que são limitados por descidas significativas do nível do mar, os paraciclos eustáticos são limitados por subidas sucessivas do nível do mar relativo sem descidas entre elas. Todavia, entre os paraciclos eustáticos existem períodos, mais ou menos longos, de estabilidade do nível do mar relativo. Obviamente, e como o seu nome indica, um paraciclo eustático não é ciclo eustático. Um conjunto de paraciclos eustáticos pode formar um ciclo eustático quando ele é limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo. Da mesma maneira, um paraciclo sequência, que é induzido por um paraciclo eustático, não é um verdadeiro ciclo estratigráfico, uma vez que ele não é limitado entre duas discordâncias, isto é, por duas superfícies de erosão, mais sim por duas superfícies de ravinamento ou duas superfícies transgressivas (limitado entre duas ingressões marinhas, que elas sejam cada vez maiores ou cada vez mais pequenas). Sob o ponto de vista semântico, não se deve dizer ciclo parassequência ou parassequência (termo que caiu em desuso), mas de preferência paraciclo sequência. Embora se diga que um paraciclo sequência é induzido por um paraciclo eustático, não se deve esquecer que a subida do nível do mar relativo (ou seja a ingressão marinha) que enfatiza o paraciclo eustático inunda o continente, deslocando a linha da costa para montante, aumentando assim o espaço disponível para os sedimentos, isto é, aumentando a acomodação. A deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que se segue a uma ingressão marinha (que ela seja em aceleração ou desaceleração, quer isto dizer, maior ou menor que a ingressão precedente). Assim, à medida que os sedimentos (clásticos) se depositam, em geral, por progradações sigmóides, a linha da costa desloca-se para o mar até que uma nova subida do nível do mar relativo aconteça e que desloque, outra vez, a linha da costa para o continente. Esta série de eventos continua até que ocorra um descida significativa do nível do mar relativo que ponha o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, isto é, que exume os sedimentos depositados a montante do rebordo da bacia, quer este coincida (bacia sem plataforma ou não (bacia com plataforma) com o rebordo continental. Todos os paraciclos-sequência correspondem a regressões sedimentares, uma vez eles se depositam à medida que a linha da costa se desloca para o mar, o que quer dizer que todos os paraciclos sequência tem uma geometria progradante, mais ou menos, bem marcada função da escala de representação. Em geral, cada paraciclo sequência corresponde a uma associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados, o que quer dizer que, em geral, um paraciclo sequência corresponde a um cortejo sedimentar. Todavia, há excepções. Um paraciclo sequência pode ser formado por vários cortejos sedimentares. Além disso, tendo em linha de conta a resolução sísmica, quando a estratigrafia sequencial é feita a partir de dados sísmicos, é evidente, um paraciclo sequência é, em geral formado por vários cortejos sedimentares. É por isso que dentro de um ciclo sequência, é mais correcto reunir os cortejos sedimentares em subgrupos e grupos de cortejos sedimentares. Os paraciclos-sequência formam todos os membros estratigráficos dos dois grupos de cortejos sedimentares de um ciclo-sequência. Assim, pode dizer-se que eles são os blocos de construção do prisma de nível baixo (PNB), do intervalo transgressivo (IT) e do prisma de nível alto (PNA). Durante o intervalo transgressivo (IT) as superfícies de inundação que os individualizam estão associadas a taxas de subidas do nível do mar relativo em aceleração, enquanto que durante os prismas (intervalos progradantes) eles estão associadas a taxas de subidas do nível do mar relativo em desaceleração. Em certos casos, sobretudo, durante episódios deltaicos, as superfícies de inundação que individualizam os lóbulos deltaicos, podem ser induzidas pelo efeito de pêndulo dos centros de deposição (depocentros) deltaicos.

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado quer à base dos sedimentos, ou seja, ao topo da crusta continental, quer ao fundo do mar, ou a qualquer outro ponto fixo da crusta terrestre. Ele é o resultado da acção conjunta 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 os sedimentos são alargados ou levantamento quando os sedimentos são encurtados.

Paraciclo-Sequência (episódico)................................................................................................................................Episodic Paracycle

Paracycle séquence épisodique / Paraciclo secuencia episódico / Episodische paracycle / 情节paracycle / Эпизодическая парасеквенция / Paraciclo episodico /

Um dos dois tipos de particulares de paraciclos-sequência que se podem encontrar num ciclo sequência. Os paraciclos sequência episódicos são induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Eles são, particularmente, bem visíveis, sobretudo, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos-sequência.

Ver: «Ciclo Eustático de 5^a Ordem»

Paraciclo-Sequência (periódico)...............................................................................................................................Periodic Paracycle

Paracycle séquence périodique / Paraciclo secuencia periódico / Periodische paracycle / 幕式准周期 / Периодическая парасеквенция / Paraciclo periodico /

Um dos dois tipos de particulares de paraciclos-sequência que se podem encontrar num ciclo-sequência. Os paraciclos-sequência episódicos são induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Eles são, particularmente, bem visíveis, sobretudo, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência.

Ver: «Ciclo Eustático de 5^a Ordem»

Paraconformidade......................................................................................................................................................................................Paraconformity

Paraconformité / Discordancia paralela no erosional, Paraconformidad / Diskordanz paraconformable Schichten /侵蚀不整合没有平行 / эрозионно Несогласие не параллельны / Paraconformità /

Superfície plana que separa duas séries de camadas paralelas entre si. Para certos geocientista, é um tipo de discordância em que estratos são paralelos. Como não há erosão aparente, uma paraconformidade assemelha-se a um simples plano de estratificação. Em água pouco profunda, uma paraconformidade pode corresponder uma discordância (críptica). Em água profunda, ela podem corresponder a um limite entre dois ciclos estratigráficos

Ver: « Desconformidade »

Paradoxo de Olber......................................................................................................................................................................................Olber's Paradox

Paradoxe d'Olber / Paradoja de Olber / Olberssches Paradoxon / 奧伯斯佯谬 / Фотометри́ческий парадо́кс / Paradosso di Olbers /

Porque é que o céu escuro à noite? Esta questão, aparentemente, simples intrigou os astrónomos por séculos. E a resposta não é porque durante à noite o Sol está no outro lado da Terra, como se pode constactar abaixo.

Ver : « Big Bang (teoria) »
&
« Atmosfera »
&
« Universo Primitivo »

Antes de mais lembremos que um paradoxo é uma proposição que parece absurda ou autocontraditória, mas é ou pode ser verdadeira. Historicamente, o primeiro cientistas que se pôs a questão de saber porque é que o céu é escuro durante a noite parece ter sido E. Halley (séc. XVI-XVIII), embora 22 anos mais tarde, o astrónomo suíço P. de Cheseau (séc. XVIII) se tivesse posto a mesma questão respondendo, mais ou menos, como o fez em 1823, Heinrich Olbers. O argumento d'Olbers foi muito simples : se o Universo é infinito e não muda (o que era óbvio para os astrónomos do século XVIII-XIX), então não importa a direcção em que olharmos, a nossa linha de mira deve sempre encontrar uma estrela, o que quer dizer que para qualquer ponto em que olharmos no céu devemos encontrar-se uma estrela, assim todo o céu devia ser brilhante como a luz do dia. Olbers tentou resolver este paradoxo argumentando que a luz das estrelas distantes era absorvida pela matéria como pelas nuvens de poeira. Quando a primeira lei da termodinâmica foi descoberta, contudo, esta explicação foi refutada. Por outro lado, se uma nuvem de poeira absorve alguma energia da luz das estrelas, ela aquece. Com o tempo, ela viria luminosa irradiando a sua própria luz. O paradoxo foi resolvida no século XX quando os astrónomos descobriram que o Universo existe apenas a partir de um determinado momento, isto é, que ele não é infinito. O Universo começou com o Big Bang há cerca de 15 mil milhões de anos. O número de estrelas no céu, embora muito grande, não é infinito, o que quer dizer que não há um estrela em qualquer ponto do céu. Da mesma maneira, actualmente, os geocientistas sabem que um estrela não brilha sempre, mas que ela termina de brilhar quando queimar todo o seu combustível nuclear. Mesmo se há uma estrela segundo uma determinada direcção, isso não quer dizer que nós deveríamos ver a sua luz. Ela poder ter deixado de brilhar há muitos milhões de anos. Embora o paradoxo de Olbers realmente constate que, se a distribuição das estrelas no céu fosse regular num universo infinito, a quantidade de energia estelar que atingiria a Terra seria infinita, não cria obstáculos para que haja um Universo estático infinito com um número infinito de estrelas distribuídas de forma irregular. A presunção de que um Universo infinito tenha, obrigatoriamente, um número infinito de estrelas também não pode ser provada. Pode imaginar-se um Universo infinito com o conjunto de matéria finita, mas dividida em infinitos corpos distintos.

Parálica (área)...................................................................................................................................................................................................................................................Paralic

Paralique (zone) / Parálica (área) / Paralische / 海陆过渡相 / Паралическая (зона) / Paralici /

Região que corresponde à faixa entre a rebentação das ondas do mar e a terra sempre emersa. A região ou área parálica é, também, conhecida como região litoral. Sinónimo de Litoral.

Ver: « Plataforma Litoral »
&
« Onshore »
&
« Plataforma da Preiamar »

Os ambientes e depósitos parálicos (que de depositam próximo do litoral, mas que compreendem, quase sempre, pequenas intercalações marinhas) fornecem aos geocientistas muitas amostras para estudo, simplesmente, porque eles são muito fáceis de localizar (ao longo das praias, em pântanos, etc.) e, também, porque muitos tecas (estruturas anatómicas de cobertura, invólucro e protecção que assumem a forma de uma caixa, particularmente quando são arredondadas, com aberturas naturais ou se podem separar, facilmente, em duas metades) ou concha, que pode conter uma ou mais câmaras ligadas por uma pequena abertura) se preservam e se acumularam nestas regiões, devido, por vezes, a correntes de turbidez. A principal característica dos ambientes parálicos ou salobros (há mistura de água doce e salgada) é que eles ocorrem em zonas de transição entre os domínios marinho e continentais. Como exemplo de ambientes parálicos podemos citar: os estuário (ambiente aquático de transição entre um rio e o mar), as lagoas costeiras (corpos de água com pouco fluxo, localizados próximo da linha da costa, geralmente sem água estagnada, menores que um lago, naturais ou não), os pântanos (área plana de abundante vegetação herbácea que permanece grande parte do tempo inundada, geralmente, localizas em zonas onde o escoamento das águas é lento), as zonas de maré baixa e as zonas costeiras vulneráveis à entrada de água doce. Entre os parâmetros que afectam a ecologia, isto é, a relação dos seres vivos entre si e com o meio ambiente, desses sistemas podemos citar: (i) As zonas climáticas ; (ii) A distribuição horizontal da salinidade ; (iii) A mistura de águas doce e salgada ; (iv) A energia das ondas e das correntes de vento e (v) A natureza dos solos. Os poluentes antropogénicos também afectam a ecologia destes sistemas. Os meios aquáticos parálicos, que estão situados entre os domínios marinhos e continentais, são, extremamente diferentes, quer no tamanho, morfologia e génese. As condições climáticas e hidrográficas regionais, juntamente, com os padrões locais hidrológicos, induzem uma grande variedade e variabilidade dos parâmetros físico-químicos e dos depósitos sedimentares. Ao contrário, as populações biológicas são caracterizadas por espécies, estritamente, ligadas a este tipo de ambiente. A organização zonal qualitativa e quantitativa é independente da salinidade e elas são, relativamente, estáveis apesar das variações do meio. As características biológicas originais permitem considerar os meios parálicos, em conjunto, como um domínio ecológico autónomo. O parâmetro que parece controlar a distribuição dos organismos e as características das populações pode ser descrito como o momento da renovação dos elementos de origem marinha, em qualquer ponto (confinamento em relação ao mar). Uma escala de confinamento pode determinar-se a partir de dados biológicos, que dizem respeito ao domínio parálico próximo (do mar), onde as espécies marinhas ainda persistem e mais a montante, o meio parálico afastado, que é caracterizado pelo aparecimento de água doce, ou por associações evaporíticas que mudam, gradualmente, para o domínio continental. As zonas parálica são muito apropriadas a incarbonização*, ou seja, ao processo natural realizado em ambientes anaeróbicos em que ocorre enriquecimento da matéria orgânica em carbono por perde progressiva de hidrogénio, azoto e oxigénio. Efectivamente, (http://knoow.net/ciencterravida/biologia/incarbonizacao/), para explicar a enorme acumulação de restos vegetais que originam as bacias carboníferas admitem-se duas hipóteses de formação: (a) Formação autóctone e (b) Formação alóctone. A formação autóctone ocorre em zonas de exuberante vegetação, cujos restos se vão depositando nesse mesmo lugar em condições anaeróbicas, o que impede a putrefacção ou seja, nos ambiente de águas continentais paradas e parálicas como as pantanosas ou lagunosas, que originam bacias límnicas (associadas ou provenientes de lagos) ou intracontinentais. A formação alóctone ocorre quando os detritos vegetais são transportados e depositados em local diferente do crescimento das plantas (as raízes ou troncos de plantas estão tombados, os carvões são ricos em cinzas e areias e raramente conservam impressões completas de plantas. Os sedimentos intercalados nas camadas carboníferas são muito variados e descontínuos e os fósseis marinhos são frequentes).

(*) Na incarbonização existem duas fases:  (i) Fase externa, que ocorre próximo á superfície e que é um processo bioquímico produzido por microrganismos, em condições anaeróbicas em que vai originar a turfa e (ii) Fase interna, que ocorre em profundidades diversas.

Parálico Deltaico (ambiente)............................................................................................................................................................Paralic-Deltaic

Paralique-deltaïque (environnement) / Parálico-deltaico (ambiente) / Paralische-deltaischen (Umwelt) / 近海三角洲 （环境）/ Паралическая- дельтовая (среда) / Paralici-deltizia (ambiente) /

Ambiente sedimentar que ocorre próximo ou ao nível do mar, mas que não é, verdadeiramente, marinho. Como exemplos de sistemas de deposição parálicos podem citar-se os delta, estuários, etc. Na industria petrolífera, uma grande parte das rochas-reservatório são depositadas em ambientes parálico deltaicos, as quais, em geral, têm um factor de recuperação do petróleo, particularmente, importante.

Ver: « Ambiente de Deposição »
&
« Delta »
&
« Sistema de Deposição »

A grande escala, os sistemas de depósito parálicos, como o ilustrado nesta figura (Delta da Mahakam, localizado no offshore Esta da Ilha de Bornéu), respondem, de maneira muito sensível, às variações do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou a qualquer ponto da superfície terrestre, como, por exemplo, o fundo do mar ou a base dos sedimentos). Na realidade, os sistemas de depósito parálicos respondem quer às ingressões marinhas (subidas do nível do mar relativo) quer às regressões marinhas (descidas do nível do mar relativo. Embora as ingressões e regressões marinhas enfatizem deslocamentos da linha da costa, respectivamente, para o continente e para o mar, para evitar confusões, é indispensável ter sempre em conta a que escala se está a falar ou a que escala se está a trabalhar, quer isto dizer, qual é a hierarquia dos ciclos eustáticos e dos ciclos estratigráficos considerados. Por exemplo, pode dizer-se que durante a fase transgressiva de um ciclo de invasão continental (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 1a ordem), o nível do mar absoluto ou eustático subiu e que durante a fase regressiva do mesmo ciclo estratigráfico, o nível do mar absoluto ou eustático desceu. Todavia, ao nível de um ciclo sequência (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem), não se pode dizer, que durante o intervalo transgressivo (IT), que corresponde a transgressões sedimentares, o nível do mar relativo subiu e que durante o prisma de nível alto (PNA), que corresponde a regressões sedimentares, o nível do mar relativo desceu. À escala de um ciclo sequência, para haver deposição (sistemas deposição turbidítica excluídos), o nível do mar relativo tem sempre que subir, quer isto dizer, que tem que haver um aumento da acomodação (espaço disponível para os sedimentos. Num ciclo-sequência, durante o intervalo transgressivo (IT), o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas são cada vez mais importantes e regressões sedimentares são cada vez menos importantes) e em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez maiores) durante o prisma de nível alto (PNA). Num sistema de deposição deltaico, desvios do acarreio sedimentar traduzem-se, quase sempre, por deslocamentos laterais significativos do centro de deposição (efeito de pêndulo), o que pode produz, localmente, uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo). Uma consequência de tais deslocamentos laterais é que os deltas, os estuários e os sistemas de deposição litoral exibem, quase sempre, uma sobreposição de intervalos sedimentares com diferentes ambientes de deposição. Cada um desses intervalos contêm, muitas vezes, rochas-reservatório para os hidrocarbonetos com pressões de deslocamento* muito diferentes das rochas sobre e subjacentes. A uma escala de observação mais pequena (hierarquia dos paraciclos sequência), dentro desses intervalos (cortejos sedimentares), pode existir uma grande variedade de corpos arenosos, como, preenchimentos de canais, frentes de delta, turbiditos proximais, etc., com características (largura, espessura, extensão lateral, geometria) e propriedades internas (granocrescentes ou granodecrescentes para cima, etc.) muito diferentes. As rochas-reservatório parálicas arenosas podem ser espessas e muito extensas, mas passam, lateralmente, a rochas restritas e pouco espessas. As primeiras têm, em geral, boas características petrofísicas (porosidade, permeabilidade, etc.), planos de água e pontos de fuga** ("spill points” em inglês) definidos, estruturalmente e, em geral, têm alto teor de recuperação (de petróleo). As segundas, são rochas-reservatório menos eficientes com porosidade e permeabilidade mais pequenas e com factores de recuperação inferiores. Todavia, como elas têm uma extensão mais restrita, elas são mais favoráveis à formação de armadilhas não estruturais, quer estratigráficas, quer morfológicas, quer morfológicas por justaposição.

(*) A pressão de deslocamento pode ser é definida como a pressão necessária para formar um filamento contínuo de hidrocarbonetos nos poros de uma rocha de cobertura. Ela é, normalmente, inferida a partir da pressão de injecção a 10% de saturação por duas razões: (i) A maioria das rochas-reservatório tem um “plateau" pronunciado ao longo do qual a saturação aumenta rapidamente (a pressão a 10% ou 40% de saturação dá uma pressão de deslocamento semelhante) ; (ii) As medidas de saturação necessárias para criar uma linha contínua de filamentos de hidrocarbonetos variam de 5-17% com uma média de 10%.

(**) Os pontos estruturalmente baixos numa armadilha de hidrocarbonetos que pode reter hidrocarbonetos. Desde que uma armadilha foi preenchida até o seu ponto de fuga, mais armazenamento ou retenção de hidrocarbonetos não é possível por falta de espaço no reservatório dentro dessa armadilha. Os hidrocarbonetos escoam-se para fora ou vazam, e continuam a migrar até à superfície salvo se ficarem ficarem armazenados (presos) em outro lugar.

Parâmetro de Controlo (estratigrafia sequencial).......................................................Controlling Parameter

Paramètre de contrôle / Parámetro de control (estratigrafía secuencial) / Steuerparameter (Sequenzstratigraphie) / 控制参数（层序地层学） / Определяющий параметр / Parametri di controllo (stratigrafia sequenziale) /

Um dos quatro parâmetros, quer seja, a eustasia, a tectónica, o acarreio sedimentar ou o clima que controlam a estratigrafia sequencial. As interacções entre estes parâmetros determinam as diferentes configurações dos intervalos , as quais são, facilmente, reconhecidas nos sedimentos. Os efeitos da tectónica e da eustasia produzem as variações do nível do mar relativo, as quais controlam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). O acarreio sedimentar controla a quantidade de espaço disponível que é preenchido. A tectónica e clima controlam a quantidade e tipo de sedimentos. Cada um destes parâmetros tem uma assinatura estratigráfica e uma determinada taxa de variação que podem ser reconhecidas nas rochas.

Ver: « Estratigrafia Sequencial »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Os principais parâmetros que controlam os sistemas de deposição, depositados num paraciclo sequência (associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados entre si) estão indicados neste esquema: (i) Eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) Tectónica ; (iii) Acarreio sedimentar e (iv) Clima. Os efeitos combinados da tectónica (subsidência, quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados) e eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, quer isto dizer, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou referenciado a um satélite) induzem as variações do nível do mar relativo, as quais controlam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). O levantamento dos sedimentos ocorre durante os regimes tectónicos compressivos (caracterizados por σ₁ horizontal* ), enquanto que a subsidência ocorre, principalmente durante os regimes tectónicos extensivos (caracterizados por σ₁ vertical). A jusante do rebordo continental, o qual pode ou não ser o rebordo da bacia, em geral, há espaço disponível para os sedimentos (acomodação) suficiente, sobretudo quando a bacia tem uma plataforma continental. Todavia, ao nível de um ciclo-sequência, as variações da acomodação podem ser positivas (subida do nível do mar relativo**) ou negativas (descidas do nível do mar relativo). No primeiro caso, há deposição e no segundo erosão e muitas vezes formação de uma discordância quando descida do nível do mar relativo é significativa e pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. O acarreio terrígeno controla quanto espaço disponível, criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido e o deslocamento da linha da costa para o mar, como é o caso durante o intervalo transgressivo (cortejo transgressivo de certos geocientistas) de um ciclo-sequência. A tectónica e clima controlam a quantidade e tipo de sedimentos. Cada um destes parâmetros têm uma assinatura e uma certa taxa de mudança, que pode ser reconhecida nas rochas e, parcialmente, nos dados sísmicos. P. Vail, como a maior parte dos geocientistas, considera que as mudanças eustáticas têm uma taxa de mudança maior do que a dos outros parâmetros e que, por isso, a eustasia controla a geometria e ciclicidade dos sedimentos. Todavia, De Maillet, no século XVII e Lavoisier, no século XVII, foram, certamente, os primeiros cientistas a considerem a eustasia com a responsável principal da ciclicidade dos depósitos sedimentares costeiros. A longo prazo (ciclos de invasão continental e ciclos eustáticos 1a ordem, cuja duração é superior a 50 My) as variações do nível do mar absoluto ou eustático são induzidos pela tectonicoeustasia criada pela ruptura dos supercontinentes. Ao nível hierárquico dos ciclos eustáticos de 2a ordem (duração entre 3-5 e 50 My), as variações do nível do mar relativo parecem ser induzidas por mecanismos do movimento do soco (subsidência tectónica), que actuam sobre períodos de dezenas de milhões de anos. A curto prazo (ciclos sequência), as causas das variações eustáticas (3^a ordem e superior) são, ainda, muito controversas, mas a glacioeustasia (controlada pelos ciclos glaciação / deglaciação ou carregamento e descarregamento induzido pela à adição e remoção do gelo das calotas glaciárias) prece ter uma influência predominante. De maneira geral, as variações do nível do mar absoluto são responsáveis da ciclicidade das variações do nível do mar relativo, enquanto que a tectónica (subsidência ou levantamento) determinam da amplitude das mudanças de acomodação.

(*) Eixo maior do elipsóide dos esforços efectivos (combinação da pressão geostática σ_g, pressão hidrostática ou pressão dos poros σ_p e vector tectónico σ_t).

(**)  O nível do mar pode ser absoluto (eustático) ou relativo. O primeiro é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, enquanto que o nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre, como, por exemplo o fundo do mar. O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível domar absoluto (eustático) e da tectónica.

Parâmetro Sísmico (estratigrafia sequencial)...........................................................................................Seismic Parameter

Paramètre sismique (stratigraphie séquentielle) / Parámetro sísmico (estratigrafía sequencial) / Seismische Parameter (Sequenzstratigraphie) / 地震参数（层序地层学） / Сейсмический параметр / Parametro Sismico (stratigrafia sequenziale) /

Um dos parâmetros com significado geológico significativo, que são utilizados na estratigrafia sequencial quando esta é feita a partir de dados sísmicos: (i) Continuidade, que traduz a continuidade da estratificação e dos processos de depósito ; (ii) Amplitude, que marca o contraste das impedâncias acústicas, espessura das camadas e saturação ; (iii) Frequência, que traduz a espessura das camadas e saturação ; (iv) Configuração, que sublinha a estratificação, assim como os processos de depósito, erosão, paleogeografia, contactos de fluidos, etc. ; (v) Velocidade de intervalo, que traduz a litologia, porosidade, fluídos saturantes, etc.

Ver: « Sísmica de Reflexão »
&
« Impedância Acústica »
&
« Calibração Sísmica »

A continuidade de uma reflexão sísmica não é uma expressão da continuidade de uma unidade geológica. Ela é a expressão da continuidade de duas unidades geológicas, uma seguindo, imediatamente, a outra e o contacto entre elas é a interface onde a reflexão é produzida. A continuidade de um horizonte sísmico requere que ambas formações sejam contínuas. Se há uma mudança da fácies, elas devem ser graduais e de maneira a que o contraste entre elas seja mantido. A continuidade resulta do reconhecimento a olho nu das formas e elementos dos sucessivos traços, praticamente, ao mesmo tempo, de maneira que o olho as reconheça em alinhamento. A resolução vertical pode ser definida como a mais pequena distância vertical, entre duas interfaces, necessária para dar uma reflexão que se possa observar numa linha sísmica (entre 30 - 50 m como ilustrado neste esquema). A resolução vertical depende do comprimento de onda e sinal sísmico. A resolução lateral é determinada pelo raio da zona de Fresnel, a qual depende do comprimento de onda da impulsão sísmica e profundidade do reflector. Quando a energia sísmica, que viaja em ondas através da terra, chega ao contacto de uma superfície reflectiva numa determinada área (como a luz de uma lâmpada de bolso chega a uma parede), é ai que ela é reflectida de maneira construtiva. Essa área é a zona de Fresnel. Numa linha sísmica não-migrada, a resolução lateral depende da: (i) Largura da banda sísmica ; (ii) Velocidade de intervalo e (iii) Tempo de viajem até ao reflector. Numa linha sísmica migrada, a resolução lateral depende da: (a) Distância entre os traços ; (b) Comprimento da migração ; (c) Tempo de viajem até ao reflector e (d) Largura da banda sísmica.

Parápode..............................................................................................................................................................................................................................................Parapodium

Parápode / Parápode / Parapodium / Parapodium (配對的副產物) / Парапо́ / Parapodium /

Uma das projecções laterais musculosas do corpo dos anelídeos poliquetas, que, em geral, se dispõem aos pares nos segmentos do corpo, e que servem para a locomoção e respiração. Um parápode pode ter um só ramo ou dois. Neste último caso, o lóbulo dorsal chama-se notopódio e o ventral neuropódio.

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

Os parápodes bem desenvolvidos apresentam uma estrutura semelhante à dos parápodes das Nereis. Eles são compostos por dois ramos bem desenvolvidos, um dorsal denominado notopódio e um ventral, denominado neuropódio, cada um dos quais é constituído por vários lóbulos. O notopódio possui, na sua margem dorsal, uma pequena estrutura pontiaguda, com funções sensoriais, o cirro dorsal, e é composto por três lóbulos. O lóbulo dorsal é o mais desenvolvido e tem aspecto foliáceo. É uma brânquia (aparelho respiratório dos peixes e alguns outros animais) e, como tal, desempenha funções, fundamentais, nas trocas gasosas, que se processam através de uma rede de vasos capilares bem desenvolvida. Numa posição ventral em relação à brânquia, surgem outros dois lóbulos e um conjunto de sedas quitinosas - notossedas. O neuropódio é mais pequeno do que o notopódio e também possui três lóbulos e um conjunto de sedas (neurossedas), bem como um pequeno cirro ventral situado na sua margem ventral. Cada parápode é suportado por duas sedas modificadas denominadas acículas: uma suporta o notopódio e a outra o neuropódio. Daquilo que se conhece, actualmente, sabe-se que os parápodes das espécies mais primitivas eram birramosos (parápodes só com um ramo dizem-se unirramosos). A existência de dois ramos nos parápodes representa uma condição primitiva. No entanto, os parápodes evoluíram para uma diversidade de formas, desempenhando nas espécies actuais numerosas funções, tais como locomoção, trocas gasosas, protecção, fixação, reprodução, criação de correntes de água relacionadas com a ventilação e a alimentação, etc. (http://www.biorede.pt/text.asp?id=630). Não esqueça que o corpo dos oligoquetas é segmentado e encontra-se dividido em: prostómio, peristómio e pigídio. A boca é ventral e está presente no peristómio, enquanto que o ânus está localizado no pigídio. Alguns poliquetas não possuem estruturas específicas para trocas gasosas, sendo estas asseguradas pela globalidade da superfície do corpo.

Parasita (reflexão)..................................................................................................................................................................................................................................Parasite

Parasite (réflexion) / Parásita (reflexión) / Parasit (Reflexion) / 寄生虫（反射） / Паразит / Parasite (riflessione) /

Difracção nas linhas sísmicas induzida por um objecto não geológico como, um barco, icebergue (linhas marinhas), automóvel, fábrica, etc. (linhas terrestres).

Ver: « Sísmica de Reflexão »
&
« Impedância Acústica »
&
« Reflexão Sísmica »

Antes de mais note não esqueça que uma difracção é um tipo de evento produzido pela dispersão radial de uma onda em novas frentes de onda após a onda encontrar uma descontinuidade, como, por exemplo, uma superfície de falha, uma discordância ou uma mudança abrupta no tipo de rocha. Numa linha sísmica não migrada, as difracções aparecem como eventos hiperbólicos ou em forma de guarda-chuva (uma migração adequada de dados sísmicos utiliza a energia difractada para posicionar correctamente as reflexões). Neste autotraço de linha sísmica não-migrada do offshore do Labrador, as reflexões parasitas induzidas por um icebergue são, perfeitamente, visíveis. No momento do tiro, um icebergue estava localizado, mais ou menos, a 1 km de distância do barco sísmico. Estas reflexões parasitas, que não têm nenhum significado geológico, não devem ser confundida com as difracções, que elas, ao contrário, pode, dar indicações geológicas interessantes. Neste exemplo, as difracções (em verde) estão associadas às irregularidades topográficas ("cuestas") da discordância do soco, o qual é constituído por rochas supracrustais do Pré-Câmbrico. Na versão migrada deste autotraço, a geometria das reflexões parasitas associadas com o icebergue é invertida (hipérboles par cima e não para baixo). Na interpretação dos dados sísmicos de reflexão, o problema principal é de distinguir as chegadas, que representam reflexões primárias, transformar os seus tempos de chegada em profundidade e desenhar a carta dos horizontes reflectivos. Além disso, o interpretador deve tomar em linha de conta outros tipos de chegadas, que podem conter informações importantes como, as reflexões múltiplas e difracções. O reconhecimento e identificação das chegadas sísmicas é baseado em cinco parâmetros: (i) Coerência ; (ii) Variação da amplitude ; (iii) Carácter ; (iv) Curvatura (induzida pela inclinação) e (v) Curvatura normal. O primeiro parâmetro é, de longe, o mais importante. Uma onda reconhecida como tal, quando atinge um geofone, produz o mesmo efeito sobre os outros geofones. Se a onda é, suficientemente, forte para ultrapassar toda a energia, que chega ao mesmo momento ao geofone, os traços vão todos se parecer uns com os outros, durante o intervalo de tempo que a onda chega a superfície. É esta semelhança que se chama coerência. A variação da amplitude é um critério que entra em linha de conta com o crescimento da amplitude dos traços resultantes da chegada de uma energia em fase. O carácter é o aspecto distintivo da forma da onda, que permite de distinguir uma determinada chegada. A curvatura é a diferença sistemática dos tempos de chegada de um traço a um outro. Actualmente, as linhas sísmicas não-migradas só são utilizadas se não houver linhas migradas disponíveis na área onde elas foram tiradas.

Parassequência (paraciclo-sequência)........................................................................................................................................Parasequence

Paraséquence / Parasecuencia / Parasequenz / 准层序 / Парасеквенция / Parasequenza (Geologia) /

O termo parassequência é substituído neste glossário por paraciclo-sequência. Ele corresponde a uma sucessão de camadas ou grupo de camadas, geneticamente, relacionadas e limitadas por superfícies de inundação marinhas ou pelas suas paraconformidades correlativas. Os paraciclos sequência, que muitas vezes, são intervalos batidecrescentes para cima, são induzidos paraciclos eustáticos, o que quer dizer que eles se depositam durante o intervalo de tempo que ocorre depois das ingressões marinhas (criação ou aumento do espaço disponível). Obviamente, a expressão paraciclo sequência é preferível ao termo parassequência, uma vez que a sua deposição está associada a uma simples subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) seguida de um período de estabilização do nível do mar relativo.

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

Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de um autotraço um detalhe de de uma linha sísmica do offshore Este de Bornéu (Indonésia) e, particularmente, no esquema geológico superior desta figura os paraciclos sequência correspondem aos sedimentos que se depositam durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) que separam os incrementos sucessivos de uma subida do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) de da tectónica (subsidência quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados). Os paraciclos-sequência depositam em associação com os paraciclos eustáticos, ou seja, com as ingressões marinhas, cuja duração é, em geral, da ordem dos 100000 anos, e entre as quais não há descida do mar relativo, mas sim uma estabilidade do nível do mar relativo. Os sedimentos depositam-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas, preenchendo o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pela ingressão marinha precedente. Tudo parece passar-se, mais ou menos, da maneira seguinte : (i) Uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo ou paraciclo eustático) desloca a linha da costa para o continente, criando uma superfície de ravinamento sobre os sedimentos que ela inunda e que os põe sob uma certa profundidade de água (acomodação) ; (ii) Desde que a subida do nível do mar relativo se estaciona, segue-se um período, mais ou menos longo, de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca prograda para o mar à medida que o espaço disponível para os sedimentos, criado, pelo ingressão marinha, é preenchido por sedimentos que, em geral exibem, progradações sigmóides ; (iii) Uma nova ingressão marinha (paraciclo eustático) ocorre, que desloca outra vez a linha da costa para o continente e assim por diante, até que uma descida significativa do nível do mar relativo, ponha o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. É importante notar que as ingressões marinhas podem ser em aceleração ou em desaceleração. No primeiro caso, a ingressão marinha é mais importante que a precedente e no segundo caso é o contrário. A geometria de cada paraciclo-sequência é progradante, uma vez que os sedimentos são clásticos e vêem continente. De facto, a quando de uma ingressão marinha em aceleração, a linha da costa, e assim, a ruptura costeira de inclinação da superfície, deslocam-se para o continente, função da amplitude da ingressão e da da morfologia do continente. Um tal deslocamento aumenta a extensão plataforma continental e tende a diminuir o acarreio terrígeno. Se o continente tem uma topografia pouco marcada, o deslocamento da linha da costa para o continente, isto é, a invasão continental, pode atingir centenas de quilómetros. Durante o deslocamento da linha da costa para o continente, não há deposição. Ao contrário, uma ligeira erosão do fundo do mar forma, muitas vezes, uma superfície de ravinamento. É durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que socorre depois de uma ingressão marinha que, pouco a pouco, a linha da costa se desloca para o mar ao mesmo tempo que um paraciclo sequência se deposita. Cada paraciclo-sequência é composto por uma associação lateral de diferentes sistemas de deposição síncronos e geneticamente associados. Um delta* que é um paraciclo-sequência, paraciclo-sequência) é composto por três sistemas de deposição, caracterizados por uma litologia (fácies) e uma fauna associada: (i) Camadas inferiores que, em geral, são constituídas por argilitos e, por vezes, por areias turbidíticas (turbiditos proximais) ; (ii) Prodelta, caracterizado por camadas oblíquas que inclinam para o mar e (iii) Camadas superiores, mais ou menos horizontais que são formadas por areias (frente de delta) no sector distal e siltitos e argilitos no sector proximal (planície deltaica). Isto é perfeitamente ilustrado no modelo geológico, no qual quatro superfícies transgressivas que enfatizam quatro ingressões marinhas de amplitude, mais ou menos constante, delimitam quatro paraciclos sequências (a, b, c, d) dentro dos quais os argilitos do prodelta (em laranja) passam, costa a dentro, às areias de frente de delta (em amarelo), as quais, por sua vez, passam, costa a dentro, aos siltitos da planície deltaica.

(*) Não confundir delta com edifício deltaico. O primeiro tem, em geral, uma espessura entre 20 e 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma associação, mais ou menos, vertical de vários deltas, pode atingir milhares de metros, como é o caso, por exemplo, do delta do Congo ou do delta do Mississípi.

Parede de Recife.................................................................................................................................................................................................................Reefal Wall

Mur de récif / Pared de arrecife / Riffwand / 礁墙 / Рифовая стена / Muro di scogliera /

Parede abrupta ou margem externa de um recife de coral (recife bioconstruído, de corais e algas, restos dos esqueletos de corais mortos e outros organismos). A margem interna de um recife de coral tem um fraco declive, o que contrasta com a parede externa (parede que, por vezes, tem uma plataforma cavada pelas ondas (plataforma de recife).

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

Nesta fotografia, a morfologia e dimensões (ver mergulhadores) da parede (margem externa) de um recife de coral são ilustradas. Um recife de coral é um banco de calcário recifal, biogénico, constituído pelos esqueletos externos de colónias de polipeiros coralinos associados a algas incrustantes, calcárias, em especial do género Lithothamnium e detritos de calcário coralino que as ondas acumulam no próprio recife, tudo cimentado por calcite de precipitação (Moreira, 1984). Consoante a forma do recife e a posição que ele ocupa em relação ao substrato, um recife pode ser considerado como: (i) Recife em Franja ou Costeiro ; (ii) Recife Barreira ; (iii) Atol ; (iv) Recife Tabular, etc. Os geocientistas definem os recifes e termos associados (bioerma, biostroma, montículo carbonatado, etc.) utilizando o relevo de deposição, a estrutura interna e a composição biótica. Não há nenhum consenso numa definição, universalmente, aplicável. Certos autores distinguem os recifes dos montículos carbonatados da seguinte maneira: (a) Ambos são considerados variedades de construções orgânico-sedimentares, que se podem definir como estruturas construídas pela interacção de organismos e seus ambientes, que têm um relevo sinóptico (marcado nas cartas oceânicas) e cujas composições bióticas diferem das encontradas no ou abaixo do fundo do mar circunvizinho ; (ii) Os recifes são suportados por uma estrutura esquelética macroscópica (como, os recifes de coral) ; (iii) Os corais e algas calcárias crescem no topo quer dos recifes quer dos montículos carbonatados e formam estruturas tridimensionais que são modificadas de várias maneiras por outros organismos e processos inorgânicos ; (iv) Os montículos carbonatados, não têm uma estrutura esquelética macroscópica ; (v) Os montículos são construídos por microorganismos e organismos sem estrutura esquelética ; (vi) Os montículos microbianos são construídos exclusivamente ou quase por cianobactérias.

Parvafácies.......................................................................................................................................................................................................................................Parvafacies

Parvafaciès / Parvafacies / Parvafacies (Rock zwischen Pläne stratigraphischen-Zeit) / 分相 / Парвафации / Parvafacies (Rocca tra i piani stratigrafico-time) /

Sedimentos de uma magnafácies entre certos horizontes cronostratigráficos, ou as camadas chaves, através de uma magnafácies. Uma parvafácies é uma unidade cronostratigráfica limitada, lateralmente, ou uma unidade cronostratigráfica de diferentes fácies formadas ao mesmo tempo. Os termos magnafácies e parvafácies foram utilizados pela primeira vez por Caster (1934) para marcar a diferença entre unidades litostratigráficas e cronoestratigráficas.

Ver: « Magnafácies »
&
« Litossoma »
&
« Cronostratigrafia »

O offshore da costa Este de Bornéu e, particularmente, o offshore de Kalimantan (Indonésia) corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Assim, sobre um soco que, localmente, pode corresponder a uma antiga cadeia de montanhas, se depositou: (i) Uma bacia interna ao arco, dentro da qual se distinguem duas fases tectónico sedimentares: (i.1) A fase de alongamento ou de rifting, caracterizada por uma subsidência diferencial e (i.2) A fase de abatimento, que é caracterizada por uma subsidência térmica e (ii) Uma margem divergente de tipo não Atlântico, que se depositou, localmente, em associação com a ruptura da litosfera da bacia interna ao arco, a qual iniciou um alastramento oceânico, que é facilmente visível nas linhas sísmicas regionais. Obviamente estas bacias não se produziram por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. A subsidência, que pode ser diferencial, térmica ou de flexura, pode ter diferentes causas: (i) Uma anomalia térmica ; (ii) Uma actividade tectónica ; (iii) Uma carga sedimentar ; (iv) Uma contracção térmica durante o resfriamento da crusta, etc. No caso do offshore de Kalimantan, a subsidência diferencial, da fase de alongamento da bacia interna ao arco, está associada a um alongamento da litosfera induzido, provavelmente, por uma inchaço térmico com uma confrangimento das isotérmicas. O alongamento da litosfera faz-se, naturalmente, por um sistema de falhas normais, uma vez que não há outra maneira de alongar quer a litosfera quer intervalos sedimentares, os quais podem ser ou não síncronas do alongamento (no primeiro caso a espessura aumenta em direcção do plano de falha). A subsidência térmica, que desempenhou o papel principal na evolução da bacia interna ao arco durante a fase de abatimento, ou seja, depois da subsidência tectónica cessar, foi induzida por um resfriamento litosférico profundo (confrangimento das isotérmicas) que provocou uma contracção térmica (subsidência térmica) para recuperar o equilíbrio isostático. Como se pode constatar na tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica deste offshore da Indonésia, ilustrada nesta figura a diferença entre uma magnafácies (cintura contínua e homogénea de depósitos sedimentares, caracterizada por caracteres litológicos e paleontológicos similares, mas que se estende obliquamente às linhas tempo) e uma parvafácies (unidade cronostratigráfica de diferentes fácies formadas ao mesmo tempo) é, relativamente, fácil de reconhecer. Uma magnafácies é um membro litológico completo ou uma perfeita unidade estratigráfica, com a mesma fácies (litologia), mas com idades diferentes. Esta tentativa de interpretação ilustra, igualmente, de maneira regional, a progradação para Este de um sistema de deposição deltaico ou seja, do edifício deltaico da Mahakam (não diga delta da Mahakam, uma vez que um delta tem, em geral, uma espessura entre 20 e 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma associação, mais ou menos, vertical de vários deltas, de idades diferentes, pode atingir milhares de metros). Sismicamente (tome em linha de conta a resolução vertical), durante a maior parte do tempo, ao nível dos ciclos sequência, pode dizer-se que bacia não tinha plataforma continental. A ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição correspondia, quase sempre, ao rebordo continental, o qual parece ter funcionado quase sempre como rebordo da bacia. Os intervalos transgressivos, com prodeltas de, mais ou menos, 20-30 metros de espessura, são pouco espessos e estão debaixo da resolução sísmica. Por isso, eles são difíceis senão impossíveis de reconhecer (as progradações visíveis nesta tentativa de interpretação correspondem, a taludes continentais). A presença de bioermas (rochas sedimentares calcárias ou dolomíticas, geralmente, compactas e mal estratificadas, formadas num ambiente marinho pouco profundo pela actividade construtora de corais coloniais e pela acumulação de outros organismos) que, lateralmente, fazem parte de uma parvafácies (mudança de fácies ao longo da mesma linha cronostratigráfica) mas que, verticalmente, formam uma magnafácies (mesma litologia que corta, obliquamente, as linhas cronostratigráficas), enfatizam, de maneira indirecta, os eventos transgressivos mais importantes. Na ausência destas construções orgânicas, que induzem anomalias de amplitude ao longo de determinados reflectores, seria muito difícil identificar os intervalos transgressivos, uma vez que os argilitos transgressivos não são muito evidentes.

Passadiço Marinho................................................................................................................................................................................Marine Gangway

Passerelle marine / Pasarela marino / Marine-Gangway (Geologie) / 船用舷梯（地质） / Морской переходной мостик / Passerella Marine (Geologia) /

Passagem entre os dois ramos de um arco natural quando a parte superior do arco colapsou.

Ver: « Arco Natural »
&
« Erosão »
&
« Leixão »

Como ilustrado nesta figura, na costa sul de Portugal é fácil reconhecer passadiços marinhos resultantes do colapso de um arco natural. O passadiço marinho aqui ilustrado resultou, muito provavelmente, do colapso de um arco natural, uma vez que um novo arco natural está em formação, aqui na fase de caverna marinha, Isto que dizer, dentro de algumas centenas de anos, provavelmente, a Fortaleza de São Vicente (visível nesta figura) ou não existirá mais ou será separada do continente. Sobre este assunto, é importante não esquecer que a topografia da linha da costa, como a do interior, depende das forças tectónicas de levantamento (encurtamento) ou de depressão (alargamento) da crusta terrestre e que a erosão tende a diminuir topografia, enquanto que a sedimentação tendem a preencher as depressões. Os factores que influenciam a configuração da linha da costa são: (i) Levantamento da região costeira, que favorece a erosão ; (ii) Subsidência da região costeira que induz a deposição dos depósitos costeiros ; (iii) Natureza das rochas ou sedimentos que formam a linha da costa ; (iv) Mudanças relativa do nível do mar, que imergem ou emergem a linha da costa ; (v) Importâncias das tempestades e (vi) A altura das marés, que afecta a erosão e a sedimentação. A taxa à qual uma falésia é erodida depende da dureza das rochas que a formam e do grau ao qual a falésia está exposta aos agentes erosivos. As zonas menos resistentes são as mais erodidas. Se uma fractura ou falha existe num promontório, a acção das ondas, facilmente, criara uma alcova, que pouco a pouco se transformará numa caverna. Como um promontório é submetido aos agentes erosivos dos dois lados que a definem, as caves marinhas com o tempo se transformam num arco natural. Mais tarde, eventualmente, o arco natural colapsa, isolando dos leixões a frente do promontório. Foi certamente isto que se passou e que se passará na ponta de São Vicente ilustrada nesta fotografia. Com efeito o passadiço marinho aqui ilustrado é definido a oeste por um leixão e a este pela vertente oeste de um arco natural em formação. Na erosão de uma linha de costa, os agentes marinhos e terrestres (fontes subterrâneas, gelo, vento, rios, ondas etc.) operam em conjunto para produzir erosão acima do nível do mar.

Patamar de Praia..................................................................................................................................................................................................................................Berm

Berme (de plage), Gradin de plage / Terraza de la playa / Stuffe / 小平台(海滩)，步海滩 / Уступ (надводная береговая терраса) / Ripida spiaggia /

A parte, mais ou menos, horizontal de um degrau de praia, formado na praia alta pela acção das vagas. A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau da praia, é, por vezes chamada crista da berma. Os patamares dão indicações importantes sobre as variações do nível do mar, mas as suas dimensões são inferiores à resolução sísmica. Sinónimo de Berma de Praia.

Ver: «Berma de praia»

Pedalagem (sísmica)..........................................................................................................................................................................................................................Ringing

Pédalage (sismique) / Ringing (sísmica) / Ringing (seismische) / 振铃（地震） / Педалирование (сейсмика) / Pedalata (sismica) /

Sinónimo de Ringing e de Reverberação, isto é, quando os raios sísmicos de um emissor marinho são reflectidos, várias vezes, entre o fundo e o nível do mar, o que, naturalmente, produz múltiplos do fundo do mar.

Ver: « Difracção (onda sísmica) »
&
« Reverberação »
&
« Sísmica de Reflexão »

A propagação de um distúrbio sísmico através de um meio heterogéneo é, extremamente, complexa. Uma das suposições mais importante que se deve fazer é que as ondas sísmicas têm um deslocamento elástico no meio, mas esta condição não é verdadeira junto à fonte, onde as deformações não são elásticas (as partículas do meio são deslocadas, definitivamente, das posições iniciais). A partir de uma certa distância da fonte é razoável admitir que a amplitude da perturbação caia dentro do limite em que a deformação do meio é elástica, permitindo assim, passagem (propagação) das ondas sísmicas. As partículas do meio descrevem um movimento harmónico simples, e a energia sísmica é transmitida como um complexo conjunto de ondas. Como ilustrado acima, quando a energia é liberada a partir de um ponto P, localizado próximo a superfície de um meio homogéneo (neste exemplo o nível do mar), parte da energia propaga-se no interior do meio (neste caso a água) como um corpo de ondas. As ondas S não se propagam nos fluidos (gases e líquidos), uma vez que estes não suportam forças de cisalhamento. A parte remanescente da energia sísmica propaga-se na forma de ondas superficiais como as ondulações na superfície da água quando uma pedra é atirada (ondas de Love e de Rayleigh). Quando as ondas sísmicas (ondas P) chegam à interface água-fundo rochoso, uma grande partida energia é reflectida para a interface face água-ar, isto é, nível do mar-atmosfera, a qual, por sua vez, reflecte a energia outra vez para o fundo do mar e assim, sucessivamente, até que a energia se dissipe. Numa grande maioria das linhas sísmicas marinhas, como na linha ilustrada nesta figura (offshore Oeste da ilha de Java, na Indonésia), na qual a lâmina de água aumenta, progressivamente, para o Sul (ao contrário da inclinação dos reflectores sísmicos cronostratigráficos), é fácil de reconhecer um reflector induzido por pedalagem do fundo do mar, uma vez que ele corta os reflectores cronostratigráficos e que a sua profundidade tempo é dupla da do fundo do mar.

Pedimento (frontão, talude)............................................................................................................................................................................................Pediment

Pédiment / Pedimento (geología) / Pediment / 前冲（地质）/ Педимент (предгорная скалистая равнина) / Pedimento /

Sedimento, aplainado e levemente abaulado, com uma pendente, relativamente importante, depositado sobre a rocha viva, no sopé de montanhas áridas ou semiáridas. Qualquer superfície rochosa, relativamente, plana que ocorre na base de uma montanha. Uma superfície de erosão que forma a base de uma montanha ou escarpa retrogradante. A formação de um pedimento é devida à erosão lateral de correntes de águas planares, portadoras de material detrítico abundante. Os pedimentos, que são, por vezes, confundidos com os cones aluviais, são frequentes em bacias desérticas do tipo “Basin & Range”.

Ver: « Depósito Costeiro não Marinho »
&
« Leque Aluvial »
&
« Planície Aluvial »

A frente de montanha é um limite imaginário entre uma área montanhosa e uma planície baixa pouco inclinada, quer esta seja um pedimento (frontão) ou um leque aluvial. Um pedimento (frontão) é uma superfície de erosão, ligeiramente, inclinada ou planície de baixo relevo formada por curso de água numa região árida ou semiárida na base de uma frente de montanha recuada. Um pedimento fossiliza um substrato rochoso que é, tipicamente, coberto por um folheado fino e descontínuo de solo e aluvião derivado das regiões montanhosas. A maior parte do material aluvial está em trânsito através o pedimento, uma vez que se move durante as tempestades e ventanias. Os pedimentos ou frontões não se devem confundir com leques aluviais que são depósitos agradantes de aluvião depositados por um curso de água, que sai de um desfiladeiro, sobre uma superfície ou um vale. Uma vez que o curso de água chega ao vale, como ele não é mais confinado, ele pode migrar para a frente e para trás, depositando sedimentos aluviais sobre uma extensa. Visto de cima, um leque aluvial tem uma geometria lobular com o ápice próximo do desfiladeiro. Os leques aluviais formados, por múltiplos desfiladeiros, ao longo de uma frente de montanhas unem-se para para formar a um aglutinado contínuo de leques, denominado piemonte (planície aluvial do piemonte ou planície de sopé). São as planícies aluviais do piemonte que, muitas vezes, são interpretadas de maneira incorrecta como pedimentos. O problema da terminologia e definição de um pedimento tornou-se quase mais importante do que o problema da sua formação. Para Hadley (1967), um pedimento é uma superfície de erosão de relevo baixo, parcialmente, coberta por um folheado ou capeamento (revestimento pouco espesso) de aluvião que inclina em direcção oposta à inclinação das escarpas das montanhas dos ambientes áridos e semiáridos. Todavia, outros geocientistas consideram que um pedimento se encontra em todas as partes do mundo, mesmo em climas húmidos e não, exclusivamente, nos climas áridos. Outros geocientistas descreveram pedimentos com espessuras superiores a 6 metros o que é em perfeita contradição com o folheado da definição de Hadley. Um pedimento apresenta-se, muitas vezes, como uma área, mais ou menos, plana de um folheado de cascalho, arenoso ou não, entre áreas com extensos afloramentos de rocha nua ou ligeiramente alterada. Um pedimento forma-se, normalmente, em associação ao processo erosivo de regressão de escarpas, típico de climas áridos a semiáridos, nas áreas planas (pé de monte) junto às zonas escarpadas e nas frentes de leques aluviais. As raras chuvas torrenciais de enxurrada, típicas dos climas áridos e semiáridos, transportam os fragmentos das áreas altas e dispersam-os sobre as áreas planas baixas, concentrando-os como depósitos de cascalho mais espessos em baixos topográficos e em vales de canais fluviais assoreados e aplainados (http://sigep.cprm.gov.br/glossario/index.html). Na realidade, uma frente montanhosa recua sempre sob a acção da desagregação e da gravidade. Todavia, quando os detritos são grosseiros, eles acumulam-se no flanco da montanha dificultando assim a formação de um talude de erosão. Ao contrário, quando os detritos são finos, como é o caso, por exemplo, nas regiões graníticas, o escoamento, ajudado pela erosão lateral, limpa a base da montanha e cria uma ruptura do declive bem marcada. Para os geocientistas franceses e, em particular, para M. Derrau (1958), é importante diferenciar os taludes de erosão, propriamente ditos, dos pedimentos. Os taludes de erosão propriamente ditos desenvolvem-se na base dos relevos estruturais das rochas pouco duras, onde, por vezes, na base de um relevo existem vários taludes de erosão uns sobre os outros. Os pedimentos, normalmente, são taludes de erosão que se formam em associação com uma rocha dura (em geral cristalina) que se transforma em areia (o abrupto que limita o pedimento para montante não é de origem estrutural). Esta fotografia ilustra o pedimento do Deserto de Mojave na Califórnia (USA), onde desenvolvimento de frontões e dos leques aluviais é associado ao levantamento da montanhas e à subsidência das bacias adjacentes. Os frontões reflectem um relativo equilíbrio estático entre a erosão de materiais das áreas montanhosas e a deposição nas bacias adjacentes. A inclinação do terreno é suficientemente suave para que o intemperismo e o transporte de sedimentos das áreas montanhosas e do pedimento se faça sem incisões significativas dos cursos de água. Em muitas áreas da região de Mojave é quase impossível ver onde um frontão termina e os leques aluviais começam, no entanto, dados geofísicos e perfuração de poços de água mostram que em muitos lugares as bacias sedimentares são adjacentes às áreas de pedimento (https://pubs.usgs.gov/of /2004/1007/fans.html).

Pedólito....................................................................................................................................................................................................................................................................Pedolith

Pédolithe / Pedolito / Pedolith (mit mehreren pedogenen Prozesse) / Pedolith (几成土过程） / Педолит / Pedolito (con diversi processi pedogenetici) /

Formação geológica de superfície que sofreu um ou mais processos pedogénicos, quer isto dizer, processos que adicionam, transferem, transformam ou removem constituintes que formam os solos.

Ver: « Solo »
&
« Erosão »
&
« Lixiviação »

Na Terra, o rególito, i.e., a camada de material solto e heterogéneo que cobre a rocha firme, pode subdividir-se em vários componentes : (i) Solo ou pedólito ; (ii) Aluvião e outro material transportado por processos eólicos, glaciares, marinhos e gravitários ; (iii) Saprólito que é, geralmente, divididos em superior (rocha firme completamente oxidada), inferior (rocha firme intemperizada) e fracturado (quando a alteração é limitada às fracturas). Note que saprólito é o depósito superficial, de aspecto terroso, rico em argila, de coloração avermelhada, resultante da alteração de rochas ígneas, sedimentares ou metamórficas, característico de climas húmidos e tropicais ou subtropicais. À parte superior do perfil de um rególito é referido como o pedólito e inclui: (i) Material saprolítico no qual o padrão original foi destruído e um novo padrão se formou e (ii) Material que foi submetido a processos pedogénicos (formação do solo). Esta descrição é muito geral e difere da definição original pedológica, a qual a restrita a redeposição de sedimentos lateríticos, ou a solos derivados de sedimentos. Quando o pedólito é usado em referência à parte superior do perfil do rególito acima do saprólito e assim ele refere-se a combinação dos horizontes A e B dos solos. O pedólito é composto da superfície do horizonte A, de uma mistura de minerais e matéria orgânica, e do horizonte B, caracterizado por um acumulação de barro, ferro, alumínio, material orgânico ou uma combinação destes. Debaixo disto reconhecem-se os horizontes C e R, os quais são equivalentes ao saprólito e ao substrato, respectivamente. Um solo é descrito por um corte vertical desde a superfície do terreno até à rocha firme, sobre a qual o solo se assentam. O perfil é dividido em camadas chamadas horizontes. O horizonte A, ou topo do solo solo, é a camada superior, que consiste, principalmente, de húmus e organismos vivos e algum material mineral. A maioria dos materiais solúveis é lexiviada e liberada desta camada ou levada para o horizonte B. O horizonte B, ou subsolo, é a camada onde a maioria dos nutrientes se acumulam e é enriquecida em minerais de argilosos. O horizonte C é a camada de material intemperizada na base do solo.

Pelágico (depósito).....................................................................................................................................................................................................................................Pelagic

Pélagique (dépôt) / Pelágico (depósito) / Pelagische / 远洋 / Пелагическое (отложение) / Pelagici /

Depósito marinho que se acumula na planície abissal, longe das fontes de acarreio terrígeno. Em geral, um depósito pelágico tem menos de 20% de partículas terrígenas (ou tefra), e o diâmetro das partículas é inferior a 10 microns. Quando os sedimentos pelágicos estão misturados com os sedimentos terrígenos diz-se que os sedimentos são hemipelágicos.

Ver: « Bentos »
&
« Acomodação »
&
« Fácies »

Os sedimentos de água profunda, que se encontram a profundidades superiores a 500 m (talude continental e planície abissal), representam, mais ou menos, dois terços da Terra. É por isso, que existem muitos tipos de sedimentos de água profunda. Muitos geocientistas estudam desde há muitos anos estes sedimentos, particularmente, as vasas carbonatadas, que cobrem cerca de metade do assoalhado oceânicos. Nesta figura, os testemunhos de sondagem tirados na planície abissal mostram sempre por cima da sucessão oceânica (peridotito, gabro, diques de basalto e lavas em travesseiro) um intervalo, mais ou menos, importante de sedimentos pelágicos. No Oceano Pacífico, a percentagem de sedimentos pelágicos representa 53% da superfície total, no Oceano Índico ela é de 24% e de 23% e no Oceano Atlântico 23%). Os sedimentos pelágicos são constituídos por: (i) Vasa de foraminíferos, cerca de 47% (Oceano Pacífico 36%, Índico 54%, Atlântico 65%) ; (ii) Argila castanha, cerca de 38% (Oceano Pacífico 49%, Índico 25%, Atlântico30% ) ; (iii) Vasa de diatomáceas, cerca 12 % (Oceano Pacífico 10%, Índico 20%, Atlântico 7%); (iv) Vasa de radiolários, cerca de 3% (Oceano Pacífico 36%%, Atlântico 65%) e (v) Vasa de Pterópodes (moluscos gastrópodes que medem no máximo 2 cm de comprimento), cerca de 0,5%. Os geocientistas que estudam a geologia marinha, pela compreensão de simples conceitos sobre os processos sedimentares de água profunda, são capazes de predizer, com um alto grau de precisão, o tipo de sedimentos que se encontra no assoalhado oceânico. Na estratigrafia sequencial, e sobretudo na geologia do petróleo, os cones submarinos de talude e da bacia são os sedimentos profundos mais importantes, uma vez que eles podem conter excelentes rochas-reservatório e formar armadilhas não estruturais, principalmente, morfológicas. Ao contrário de outros sedimentos profundos, os cones submarinos depositam-se durante descidas relativas do nível do mar (a montante da bacia) e o tempo de deposição é geologicamente instantâneo.

Pelágico (organismo)................................................................................................................................................................................................................................Pelagic

Pélagique (organisme) / Pelágico (organismo) / Pelagische (Lebewesen) / 远洋（众生) / Пелагический (организм) / Pelagico (essere vivente) /

Organismo que vive no mar aberto acima do fundo do mar. Os organismos pelágicos, não permanecem sempre na mesma área, uma vez que têm a possibilidade de nadar. Este termo também pode designar as partículas sedimentares finas que se decantam lentamente através a água do mar.

Ver: « Bentos »
&
« Acomodação »
&
« Fácies »

Os organismos pelágicos vivem na coluna de água, mais ou menos, longe do fundo do mar. Eles podem flutuar (também chamados plâncton) ou nadar (também chamados nécton). Se os organismos pelágicos vivem nos primeiros 100 m da coluna de água do oceano, onde a luz do sol penetra, suficientemente, eles são conhecidos como epipelágicos. Abaixo deles, vivem os mesopelágicos (que vivem no meio da lâmina de água) e os batipelágicos (que vivem no fundo da lâmina de água). Os organismos pelágicos podem ser: (i) Autotróficos, que absorvem a energia solar e transferem nutrientes minerais inorgânicos em moléculas orgânicas (produção primária, quer isto dizer, a base da cadeia de alimentação), como, por exemplo, as algas, ervas marinhas, etc. ; (ii) Hetrotróficos, que são dependentes dos autotróficos, isto é, que têm que comer para para obter fontes de energia e (iii) Decompositores, que vivem de material vegetal e animal morto e das excreções dos organismos vivos, assegurando assim um retorno ao mundo mineral das substâncias contidas na matéria orgânica. Os decompositores são o último elo de transferência de energia entre os organismos de uma cadeia alimentar (como os fungos e bactérias). Os organismos pelágicos são divididos em cinco grupos funcionais: (a) Vírus ; (b) Bactéria ; (iii) Fitoplâncton ; (iv) Zooplâncton e (v) Nécton. Os organismo pelágicos também podem ser divididos segundo o tamanho em: (1) Fentoplâncton, entre 0,02 e 0,2 μm ; (2) Picoplâncton, entre 0,2 e 2 μm : (3) Nanoplâncton, entre 2 e 20 μm ; (4) Microplâncton, entre 20 e 200 μm ; (5) Mesoplâncton, entre 0,2 e 20 mm ; (6) Macroplâncton, entre 2 e 20 cm e (7) Megaplâncton, entre 20 e 200 cm. Finalmente: (a) O termo pelágico é, também, usado para designar os ovos que são transportados pelas correntes oceânica ; (b) Bentos e bênticos são termos que se referem aos organismos que vivem no fundo do mar ou no substrato e (c) Séssil é o termo utilizado para designar um organismo bêntico que está ligado ao substrato, i.e, que tem um pecíolo ou pedúnculo.

Pelagosite....................................................................................................................................................................................................................................................Pelagosite

Pélagosite / Pelagosita / Pelagosit / Pelagosite （方解石综艺） / Пелагосит (разновидность кальцита) / Pelagosite (varietà de calcite) /

Variedade de calcite que tem um teor mais elevado de carbonato de magnésio, carbonato de estrôncio, sulfato de cálcio (gesso) e sílica. A pelagosite ocorre como uma crusta calcária superficial (milímetros de espessura), que é branca, cinzenta ou acastanhada. A maior parte dos geocientistas pensa que ela se forma na zona intramareal por salsugem e evaporação, mas uma contribuição algar não se pode ser excluída.

Ver: « Calcite »
&
« Calcário »
&
« Alga »

Certos geocientistas consideram como pelagosite a crosta superficial de calcário de alguns milímetros de espessura, geralmente branca, cinza ou acastanhada com um brilho perolado, formada na zona intermareal por salsugem e evaporação, e composta por carbonato de cálcio com maiores teores de carbonato de magnésio, carbonato de estrôncio, sulfato de cálcio, e sílica do que os que são, em geral, encontrados nos sedimentos sedimentos argilosos e carbonatados normais. A pelagosite é uma variedade de calcite (CO₃Ca) que foi identificada, pela primeira vez, perto da ilha de Pélagos (Palagruea) no offshore da Croácia, por R. Moser. Nesta figura, a pelagosite é um mineral escuro, brilhante pisolítico que encrusta as rochas das linhas de costa expostas à salsugem. A difracção ao raios X e estudos ao microscópio das amostras tiradas nos afloramentos ilustrados acima, mostraram que a pelagosite é uma aragonite com dois ou três microns de espessura depositada em lâminas alienadamente escuras e claras e que ela parece registar ciclos climáticos e, particularmente, ciclos das manchas solares. Com base nos estudos tectónicos, a grande maioria dos geocientistas assume que a idade das crostas de pelagosite, ao longo da faixa litoral do Mar Adriático, varia de actual até dezenas de milhares de anos. Com ilustrado nesta fotografias, o papel da biologia na precipitação de crostas pelagosite é sugerido pelo seu crescimento em calcários com fortes texturas de corrosão química. O estudo de lâminas delgadas de pelagosite mostra que as camadas mais escuras não são cerogénio. O material que produzir a cor negra é formado por partículas muito fino que, provavelmente, aprisionaram bolhas de ar ou, talvez, a cor negra seja induzida pela difracção dos cristais pelagosite.

Pelito..........................................................................................................................................................................................................................................................................................Pelite

Pélite / Pelita / Pelite / 泥质 / Пелит / Pelito /

Rocha metamórfica clástica na qual o tamanho dos grãos é inferior a 1/16 mm (originalmente areia ou silto). Como exemplo de pelitos pode citar-se a ardósia, lutito, etc.

Ver: « Sedimento »
&
« Argila »
&
« Granulometria »

Em geral, função de uma granulometria descendente, os sedimentos subdividem-se em três tipos: (i) Cascalho ; (ii) Areia e (iii) Argila. Pettijohn (1975), na classificação dos sedimentos e rochas, baseou-se em termos descritivos simples, como, o tamanho grão, ao mesmo tempo que evitou termos, como, argila ou argiloso, que implicam um composição química. Por outro lado, ele utilizou os termos de origem grega para as rochas metamórficas e os de origem latina para as rochas não metamórficas. As rochas metamórficas (terminologia grega) derivadas do cascalho, areia e argila são, respectivamente: (a) Psefito ; (b) Psamito e (c) Pelito. Para as rochas não metamorfizadas, Pettijohn utilizou a terminologia latina e assim, designou-as como: (1) Rudito ; (2) Arenito e (3) Lutito. Assim, o termo pelito, que tem uma raiz grega (Pelos = argila), deve ser, normalmente, utilizado para designar sedimentos, mais ou menos, metamorfizados, isto é, recristalizados devido a uma mudança das condições físico-químicas (calor, pressão e introdução de fluídos quimicamente activos). Não confunda pelito e pilito. O termo pilito designa uma olivina que foi, parcial e pseudomorfologicamente, substituída por um conjunto de carbonato-clorite-actinolite, e que só pode ser identificada em lâmina delgada. Pode dizer-se, que os pelitos são rochas metamórficas derivadas de protólitos (precursor litológico de uma rocha metamórfica) ricos em alumínio (shales, lamas turbidíticas, etc.). As rochas metamórficas com arenitos como protólitos são designadas quartzo-feldspáticas. Os minerais presentes nos pelitos são, muitas vezes, indicadores de pressão e temperatura: (A) Andalusite indica um metamorfismo de baixa pressão ; (B) Cianite, um metamorfismo de alta pressão ; (C) Silimanite, um metamorfismo de temperatura alta ; (D) Clorite, um metamorfismo de baixa temperatura ; (E) Biotite, um metamorfismo de temperatura moderada ; (F) Granada, um metamorfismo de temperatura moderada ; (G) Estaurolite, uma pressão alta a moderada ; (H) Cloritóide, uma de pressão moderada a alta, (I) Cordierite, uma pressão baixa ; (J) Paragonite, um metamorfismo de alta pressão, etc. Os pelitos, psefitos e psamitos encontram-se quase sempre nos intervalos pelágicos que se depositam entre os cones submarinos.

Pêndulo de Schuler..........................................................................................................................................................................Schuler Pendulum

Pendule de Schuler / Péndulo de Schuler / Schuler Pendel / 舒勒摆 / Маятник Шулера / Pendolo di Schuler /

Qualquer pêndulo que tenha um período igual ao de um pêndulo hipotético de comprimento igual ao raio da Terra (84,4 minutos). O seu braço permanece, localmente, vertical quando o privô (eixo fixo) é deslocado, o que o torna muito útil nos instrumentos de navegação.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Terra »
&
« Geóide »

Um pêndulo é um corpo qualquer que oscila pendente de um eixo horizontal fixo que não passa pelo seu centro de gravidade. Quando um pêndulo é deslocado de sua posição de equilíbrio, ele é sujeito a uma força restauradora da gravidade que irá acelerá-lo de volta para a posição de equilíbrio. Quando liberada, a força restauradora combinada com a massa do pêndulo faz com que ele oscile em torno da posição de equilíbrio, balançando para trás e para frente. Uma forma muito útil do pêndulo é o pêndulo Schuler. Considere o problema da manutenção de uma plataforma horizontal em voo e suponha que não tem GPS, nem navegação celestial para vos ajudar. Como poderá manter o chão da plataforma horizontal? Uma maneira seria de controlar a vertical local. Se pendurou um pêndulo na plataforma e começou a partir de um ponto, o pêndulo tende a seguir a vertical local. É claro que, toda as vezes que a plataforma é acelerada e que atingi uma nova velocidade ou direcção, o pêndulo balança e teríamos uma linha vertical que oscila sobre a vertical verdadeira. A magnitude e a frequência de oscilação variam com o comprimento do pêndulo. Quanto mais comprido é o pêndulo, menor será a amplitude e a frequência da sua oscilação. Existe algum comprimento do pêndulo que daria vertical sem começar a oscilar? A resposta é sim: seria um pêndulo de comprimento igual à distância até ao centro da Terra, isto é um pêndulo de Schuler, cuja característica seria a de quando acelerado para frente, ele giraria para trás, em reacção de tal modo que a vertical seria sempre mantida. Obviamente, não se pode construir um pêndulo, cujo comprimento é, aproximadamente, o raio da Terra, mas podemos construir uma emulação controlada por computador, de um tal pêndulo. Podemos, na realidade, detectar qualquer aceleração da nave, com acelerómetros e giroscópios sensíveis e, imediatamente, forçar a plataforma a girar no sentido adequado. A nossa plataforma será efectivamente um pêndulo Schuler e esta técnica tem, de facto, sido utilizada para plataformas estáveis em veículos espaciais.

Peneplanação (ciclo de Wilson).......................................................................................................................................................... Peneplanation

Pénéplanation / Peneplanación (ciclo de Wilson) / Peneplanation / Peneplanation (对准) / Образование пенеплена / Peneplanation /

Uma das fases tectonicoestratigráficas do ciclo de Wilson: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (rifting) do cratão ; (3) Ruptura da Litosfera, com criação de nova crusta oceânica e formação de duas margens divergentes; (4) Expansão Oceânica, que, pouco a pouco, transforma as margens jovens em margens velhas devido ao arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica ; (5) Subducção, quer isto dizer, desde que a densidade da crusta oceânica é muito grande, ela parte-se em duas porções e uma delas entra em subducção (mergulha sob a outra) criando uma margem convergente, com formação de um arco vulcânico e levantamento de uma cadeia de montanhas na placa litosférica cavalgante ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico, com formação de uma Cadeia de Montanhas (note na outra extremidade a margem divergente gémea) ; (7) Peneplanização (da cadeia de montanhas) e nova Subducção da crusta oceânica com a margem gémea criando outra margem convergente; (8) Colisão Continente / Continente e fecho do oceano criado entre as duas margens divergentes iniciais e (9) Fim do ciclo de Wilson com a formação de um novo cratão continental estável.

Ver: «Ciclo de Wilson»

Peneplanície.........................................................................................................................................................................................................................................Peneplain

Pénéplaine / Peneplanicie / Rumpffläche / 准平原 / Пенеплен (предельная равнина) / Pianura /

Planície baixa, mais ou menos, horizontal produzida por uma longa e continua erosão.

Ver: « Erosão »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »
&
« Colisão Continental »

Foram os engenheiros italianos (1697), que primeiro definiram o perfil de equilíbrio de um rio: (i) As correntes de água modificam a forma do leito, quer por erosão, quer por depósito, de tal maneira que, finalmente, haja um equilíbrio entre a força e a resistência ; (ii) A inclinação das correntes varia em razão da resistência do leito e em razão inversa do débito* ordinário da corrente ; (iii) A água tem tendência a dar ao leito um perfil côncavo para cima. Se em cada ponto do perfil longitudinal de um rio, este tem uma inclinação de equilíbrio, isto é, uma inclinação tal que ele não deposite aluvião e nem cave mais, de maneira sensível, sobre toda a sua largura, o rio está num equilíbrio provisório, o que quer dizer, que ele tem ao longo do seu curso, uma inclinação apenas suficiente para evacuar a carga (e vencer a fricções internas). Todavia, este perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a aprofundar-se (há erosão a montante, visto que materiais são fornecidos à corrente). Globalmente, a bacia erode-se e a carga torna-se mais fraca e, pode imaginar-se, um momento ideal, no qual a inclinação da corrente seja, unicamente, suficiente para o escoamento da corrente e que todo o transporte tendo desaparecido. Nestas condições, a corrente atingiria o seu perfil de equilíbrio ideal ou definitivo. Todavia, um tal perfil nunca é atingido. Posamentier e Vail (1988) pensam quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase, instantaneamente, há deposição e em particular deposição deltaica. Por outro lado, eles consideram que no perfil de equilíbrio provisório do curso de água há uma ruptura de inclinação evidente, que eles chamaram linha de baía, que separa os depósitos aluviais (depósitos sem influência das variações do nível do mar relativo) e os depósitos da planície costeira que se depositam sob a influência das variações do nível do mar. Na realidade, o conceito de linha da baía de Posamentier e Vail foi baseado nas conjecturas seguintes: (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação (deslocamento para o mar) da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (d) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação (deposição vertical) ; (e) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (f) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Certos geocientistas, consideram que a ideia de base de Posamentier e Vail, ou seja, que a deposição deltaica ocorre quando um curso de água encontra um corpo de água quase imóvel que controla o seu perfil de equilíbrio provisório, não é a linha de baía, mas a desembocadura da corrente, o que quer dizer que a cabeça ou ápice dos deltas, não é linha de baía mas a desembocadura ou foz da corrente Assim, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, o geocientista deve dizer se o perfil considerado é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à linha da costa (posição de Miall). De qualquer maneira, como ilustrado nesta figura, a presença de lagos deforma, localmente, de maneira significativa o perfil de equilíbrio provisório dos rios. Numa determinada área, na ausência de lagos, o perfil de equilíbrio provisório dos rios, assim como o nível de base é mais baixo do que quando lagos se encontram área considerada. O nível de base de deposição pode ser dado em relação ao nível do mar relativo, no caso de rios que ai desembocam ou em relação a mares fechados e lagos. O Lago Titicaca, que está a mais de 3 800 m de altitude, é o nível de base da maioria dos rios do planalto boliviano, como o Lago Tanganica, que está a uma altitude de cerca 700 m, é o nível de base da maioria dos rios da região. Dentro de um ciclo sequência, o nível de base de uma região, que determina o perfil de equilíbrio das correntes muda com o nível do mar relativo. Durante uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo), o nível de base sobe, o que aumenta a área de deposição. Durante uma regressão sedimentar (subida do nível do mar relativo em desaceleração ou pequena descida) ocorre o contrário, a área sujeita à erosão aumenta o que cria um forte acarreio sedimentar.

(*) O débito ou caudal de um rio, é a quantidade de água, exprimida em metros cúbicos por segundo decorrido (m³/s) num dado ponto da seu percurso. Se o ponto do curso de água não for especificado, o número indica o escoamento na desembocadura ou na confluência com outro rio. A taxa de fluxo ou de escoamento varia durante o ano, dependendo das contribuições de chuva ou gelo derretida assim como da evaporação. As mudanças normais do fluxo durante o ano constituem o regime hidrológico do rio.

Penitente (gelo)............................................................................................,..............................................................................................................................................Penitent

Pénitent (glace) / Penitente (hielo) / Penitent (Eis) / 忏悔（冰） / Раскалывающийся лёд / Penitente (ghiaccio) /

Figura de neve compactada ou de gelo de um glaciar em forma de coluna resultante de uma condensação sólida e / ou fusão.

Ver: « Glaciar »
&
« Erosão »
&
« Ablação »

Os penitentes são as lâminas, mais ou menos paralelas do nevado, com uma altura que varia de alguns centímetros a vários metros, alinhadas, em geral Este-Oeste e que inclinam em direcção ao sol. Os penitentes resultam resultado da ablação irregular da superfície de um campo neve ou de gelo, em condições condições atmosféricas particulares, isto é, longos períodos sem precipitações com tempo claro e muito seco, permitindo a ablação diferencial entre as depressões (fusão) e as cristas (sublimação). Os glaciares tropicais, em razão das variações sazonais, têm um comportamento diferente dos glaciares alpinos. Os alpinos acumulam neve no inverno que se derrete no verão. Nos tropicais ambos os processos ocorrem simultaneamente. Nos Andes, há glaciares na zona tropical externa (Peru, Bolívia), onde o degelo e a acumulação ocorrem durante a estação das chuvas (de Novembro a Março) e os glaciares da zona tropical interna (Equador), onde a acumulação e o degelo ocorrem durante todo o ano. Os grandes penitentes desenvolvem-se, principalmente, nos glaciares tropicais da zona externa dos Andes (Peru, Bolívia). Nessas regiões, o seu tamanho  é, mais ou menos o da altura de um homem, de tal maneira que a sua forma e regularidade dão a impressão de uma procissão religiosa durante a Semana Santa, donde o nome, de penitentes. Um glaciar não recua. O gelo não faz meia volta e remonta. O recuo refere-se à posição do glaciar. Um glaciar não recua, mas pode diminui de extensão, o que ocorre, principalmente, nas partes mais mais baixas do glaciar, isto é na sua frente. A força que desloca o glaciar é a gravidade. Um glaciar está sempre em movimento das partes mais altas para as mais baixas, quer o glaciar esteja numa fase de adelgaçamento ou espessamento. Nós preferimos dizer que um glaciar se adelgaça ou se engrossa, visto que por definição um glaciar é uma corrente de gelo que se escoa costa abaixo. Durante o século XX, a tendência geral das glaciares é ao adelgaçamento, o qual, no entanto, não é uniforme. Muitos glaciares, como os do Monte Branco tiveram períodos de engrossamento cerca de 1910, e entre 1970 /1980, o que contradiz a tendência secular ao adelgaçamento.

Pensilvaniano.................................................................................................................................................................................................................Pennsylvanian

Pennsylvanien / Pensilvaniano / Pennsylvanium / 宾夕法尼亚纪 / Пенсильванский / Pennsylvaniano /

Subperíodo do período Carbonífero. Durou aproximadamente 25 My (milhões de anos), entre 325 Ma e 299 Ma (milhões de anos atrás). Como para qualquer outro período geológico, as rochas que definem este subperíodo estão bem identificadas, mas as datas exactas do começo e fim são aproximativas (vários milhões de anos). O nome Pensilvaniano vem do estado da Pensilvânia (EUA), onde os afloramentos de rochas de esta idade são muito abundantes.

Ver: « Paleozóico »
&
« Tempo Geológico »
&
« Carbónico »

No Carbonífero, pelo menos, no Carbonífero da América do Norte, existem dois conjuntos estratigráficos depositados em condições geológicas distintas. As condições marinhas, de água pouco profunda, do Carbonífero Inicial, foram seguidas por ambientes sedimentares não-marinhos (abundância de carvão) durante o Carbonífero Tardio. Na Europa, o Carbonífero é formado pelo Mississipiano e Pensilvaniano que formam um intervalo sedimentar de depósitos, mais ou menos, não-marinhos. O supercontinente Pangeia, que foi constituído durante este tempo geológico, causou o levantamento do assoalhado oceânico quando os continentes colidiram uns com os outros para formar um certo número de montanhas, entre as quais as montanhas dos Apalaches. Períodos de glaciações ocorreram no grande continente do Gonduana, durante o Carbonífero Tardio, o que contribuiu fortemente ao declínio dos ambientes marinhos e às variações do nível do mar, que destruíram uma grande parte dos ambientes sedimentares costeiros. Parece não ter havido nenhuma extinção da fauna e flora em associação com esta glaciação, o que não é o caso com a extinção que ocorreu no Devónico. Os grandes animais terrestres durante o Carbonífero foram os anfíbios (e seus descendentes, como, o ramos dos repteis). Com as mudanças climáticas que ocorreram durante o Carbonífero Terminal, as plantas mudaram, assim como, também, os animais terrestres. Muitos geocientistas consideram que as glaciações no Gondwana são as principais responsáveis destas mudanças. Outros consideram que como os tetrápodes desenvolveram ovos amnióticos, eles libertaram-se da água para se reproduzirem e assim resistiram melhor às mudanças climáticas. Os anfíbios, ainda hoje, necessitam de voltar à água para depositar os ovos.

Percolação............................................................................................................................................................................................................................................Percolation

Percolation / Percolación / Perkolation / 渗滤 / Перколяция (просачивание) / Percolazione /

Processo físico crítico que descreve para um sistema, uma transição de um estádio para outro. Em geologia e, particularmente, em pedologia (um dos ramos do estudo dos solos), a percolação é um escoamento de água no solo sob o efeito da gravidade.

Ver: « Lixiviação »
&
« Solo »,
&
« Sistema (teoria) »

A percolação é um processo físico crítico que descreve, para um sistema, a transição de um estado para outro. O termo percolação pode ser utilizado em vários contextos. De maneira geral a percolação é um fenómeno de limite associado com a transmissão da informação através de uma rede de sítios e ligações que podem, dependendo de seu estado, transmitir ou não informações aos vizinhos sítios. A percolação foi estudada pela primeira vez em 1957 por Hammersley que tentava compreender como é que as máscaras a gás dos soldados se tornavam ineficazes. O termo percolação vem de um fenómeno semelhante que é a passagem não de um gás mas de água através do percolador da máquina de café que é um filtro da mesma maneira que uma máscara a gás. Neste caso particular, a informação é o fluído, água ou gás, os sítios são os poros do filtro que retransmitem a informação se eles não estão bloqueados. O limite de percolação corresponde à aparição no sistema de um aglomerado de tamanho infinito, o qual o é descrito, matematicamente, como uma transição de fase de segunda ordem. Em pedologia, como ilustrado nesta figura, a percolação é um escoamento de água na cobertura do solo, devido à gravidade. A lei de Darcy descreve a relação entre a profundidade da água e a taxa de infiltração, como no caso das águas de superfície que alimentam um lençol freático. Na ecologia, a teoria da percolação é uma das ferramenta teóricas testadas para o estudo e modelização da capacidade dos indivíduos e da população a migrar (fluxo) dentro de um paisagem, sendo esta de qualquer maneira comparada a um meio poroso no qual cada espécie circula, mais ou menos, facilmente. Na física, a percolação é a ponte que é criada para permitir a passagem de um fluido, desde que este atinja uma certa quantidade crítica, sobre partição (por exemplo uma parede). Na vida corrente, o termo percolação é, sobretudo, utilizado na hotelaria. Um chá ou um café é obtido por percolação sob alta pressão.

Perda (sumidouro en espeleologia)..........................................................................................................................................................Swallow Hollow

Évier (spéléologie) / Sumidero / Swallow hohl (Höhlenkunde) / 燕子空心（洞窟） / Слив (спелеология) / Smarrimento, Affondare (speleologia) /

Onde um curso de água superficial desaparece no subsolo, ou, para alguns geocientistas, a fenda ou orifício lateral ou basal que alimenta um polje durante a época das chuvas e que serve para o escoamento das águas na estação seca.

Ver: « Carso »
&
« Corrente Subterrânea »
&
« Polje »

A fotografia ilustrada na parte superior direita desta figura mostra um sumidouro que faz desaparecer a água do rio que desborda do leito principal durante a época das chuvas quando a quantidade de água que o rio transporta é superior ao volume do leito .Como se pode constatar o leito do rio, assim como o sumidouro, é talhado em rochas calcárias onde os fenómenos de dissolução e erosão química são muito abundantes. Na maior parte das vezes a água que se escoa em superfície pode desaparecer, completamente, num sumidouro, como ilustrado no esquema desta figura, e muitas vezes ela desaparece vias sumidouros, que certos geocientistas também chamam entrada, para depois de um trajecto subterrâneo, mais ou menos, complicado ressurgir ou sair, numa área, topograficamente, mais baixa, como ilustrado acima. Contudo, por vezes a água desaparece num sumidouro sem que se possa pôr em evidência o seu ponto de ressurgência, como se ela se perdessem numa toalha profunda ou directamente no fundo do mar. Entre o ponto de entrada e o ponto de saída, o traçado da corrente subterrânea é, totalmente, independente do traçado dos rios superficiais antigos. Não existe nenhuma corrente submarina debaixo dos canhões (subaéreos ou submarinos). As direcções das correntes subterrâneas recortam, por vezes, as das correntes subaéreas desaparecidas. O trajecto subterrâneo faz-se por poços e galerias, cujas secções diferem segundo que a corrente se escoa livremente, por gravidade com interposição de ar à pressão normal entre a água e a abóbada das galerias, ou sobrepressão no que os espeleólogos chamam abóbadas molhadas. No primeiro caso, as secções das galerias são muito variáveis e as salas com estalactites são muito frequentes. No segundo caso, o perfil das galerias é, mais ou menos, elíptico, uma vez que ele é modelado pela dissolução. Estas galerias, onde a água circula sobrepressão podem apresentar contra declives e sifões os quais, por vezes, criar ressurgências intermitentes.

Perfil de Equilíbrio (rio).............................................................................................Equilibrium Profile, Graded Profile

Profil d'équilibre (fleuve) / Perfil de equilíbrio (río) / Gleichgewicht Profil (Fluss) / 平衡剖面（河）/ Профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio (fiume) /

Perfil longitudinal de uma corrente que transporta os sedimentos disponíveis. Geralmente, um perfil do equilíbrio (provisório) tem uma geometria parabólica (ascendente côncava), isto é, ele é quase horizontal perto da embocadura da corrente, mas levanta-se, progressivamente, para a nascente. Segundo certos geocientistas, o ponto do equilíbrio é tomado em relação à linha de baía (Posamentier e Vail), enquanto que, para outros (Miall), ele deve ser tomado em relação à linha da costa.

Ver: « Linha de Baía »
&
« Linha da Costa »
&
« Ponto de Equilíbrio »

Foram os engenheiros italianos (1697), que primeiro definiram o perfil de equilíbrio de um rio: (i) As correntes de água modificam a forma do leito, quer por erosão, quer por depósito, de tal maneira que, finalmente, haja um equilíbrio entre a força e a resistência ; (ii) A inclinação das correntes varia em razão da resistência do leito e em razão inversa do débito (*) ordinário da corrente ; (iii) A água tem tendência a dar ao leito um perfil côncavo para cima. Se em cada ponto do perfil longitudinal de um rio, este tem uma inclinação de equilíbrio, isto é, uma inclinação tal que ele não deposite aluvião e nem cave mais, de maneira sensível, sobre toda a sua largura, o rio está num equilíbrio provisório, o que quer dizer, que ele tem ao longo do seu curso, uma inclinação apenas suficiente para evacuar a carga (e vencer a fricções internas). Todavia, este perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a aprofundar-se (há erosão a montante, visto que materiais são fornecidos à corrente). Globalmente, a bacia erode-se e a carga torna-se mais fraca e, pode imaginar-se, um momento ideal, no qual a inclinação da corrente seja, unicamente, suficiente para o escoamento da corrente e que todo o transporte tendo desaparecido. Nestas condições, a corrente atingiria o seu perfil de equilíbrio ideal ou definitivo. Todavia, um tal perfil nunca é atingido. Posamentier e Vail (1988) pensam quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase, instantaneamente, há deposição e em particular deposição deltaica. Por outro lado, eles consideram que no perfil de equilíbrio provisório do curso de água há uma ruptura de inclinação evidente, que eles chamaram linha de baía, que separa os depósitos aluviais (depósitos sem influência das variações do nível do mar relativo) e os depósitos da planície costeira que se depositam sob a influência das variações do nível do mar. Na realidade, o conceito de linha da baía de Posamentier e Vail foi baseado nas conjecturas seguintes: (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação (deslocamento para o mar) da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (d) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação (deposição vertical) ; (e) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (f) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Certos geocientistas, consideram que a ideia de base de Posamentier e Vail, ou seja, que a deposição deltaica ocorre quando um curso de água encontra um corpo de água quase imóvel que controla o seu perfil de equilíbrio provisório, não é a linha de baía, mas a desembocadura da corrente, o que quer dizer que a cabeça ou ápice dos deltas, não é linha de baía mas a desembocadura ou foz da corrente Assim, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, o geocientista deve dizer se o perfil considerado é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à linha da costa (posição de Miall). De qualquer maneira, como ilustrado nesta figura, a presença de lagos deforma, localmente, de maneira significativa o perfil de equilíbrio provisório dos rios. Numa determinada área, na ausência de lagos, o perfil de equilíbrio provisório dos rios, assim como o nível de base é mais baixo do que quando lagos se encontram área considerada. O nível de base de deposição pode ser dado em relação ao nível do mar relativo, no caso de rios que ai desembocam ou em relação a mares fechados e lagos. O Lago Titicaca, que está a mais de 3800 m de altitude, é o nível de base da maioria dos rios do planalto boliviano, como o Lago Tanganica, que está a uma altitude de cerca 700 m, é o nível de base da maioria dos rios da região. Dentro de um ciclo sequência, o nível de base de uma região, que determina o perfil de equilíbrio das correntes muda com o nível do mar relativo. Durante uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo), o nível de base sobe, o que aumenta a área de deposição. Durante uma regressão sedimentar (subida do nível do mar relativo em desaceleração ou pequena descida) ocorre o contrário, a área sujeita à erosão aumenta o que cria um forte acarreio sedimentar.

(*) O débito ou caudal de um rio, é a quantidade de água, exprimida em metros cúbicos por segundo decorrido (m3/s) num dado ponto da seu percurso. Se o ponto do curso de água não for especificado, o número indica o escoamento na desembocadura ou na confluência com outro rio. A taxa de fluxo ou de escoamento varia durante o ano, dependendo das contribuições de chuva ou gelo derretida assim como da evaporação. As mudanças normais do fluxo durante o ano constituem o regime hidrológico do rio.

Perfil de Equilíbrio Ideal (rio)........................................................................................................Ideal Equilibrium Profile

Profil d'équilibre provisoire / Perfil de equilíbrio provisorio / Vorläufige Gleichgewicht Profil / 理想的平衡剖面（河）/ Временный профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio provisorio /

Quando o rio nem deposita nem cava, de maneira significativa, o seu leito. Nestas condições, a inclinação do rio, ao longo de todo o seu percurso, permite-lhe, unicamente, de evacuar a sua carga. Um tal perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a transportar sedimentos, provenientes da erosão a montante.

Ver: « Regradação »

Perfil de Equilíbrio Provisório (rio).......................................................Provisional Equilibrium Profile

Profil d'équilibre idéal (fleuve) / Perfil de equilíbrio ideal (río) / Ideal Gleichgewicht Profil (Fluss) / 理想的平衡剖面（河） / Идеальный профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio ideale (fiume) /

Quando a inclinação do rio é tal, que ela só permite o escoamento da água e, que todo o transporte sedimentar desapareceu. Nestas condições, o rio atingiu o que pode chamar o seu perfil de equilíbrio definitivo ou ideal.

Ver: « Regradação »

Perfil Praia/Talude..............................................................................................................................................................Shore-to-Slope Profile

Profil plage-talus / Perfil playa-talud / Strand-Hang Profil / 海滩-坡剖面 / Профиль пляж-откос / Profilo spiaggia-versante /

Perfil da superfície de deposição (linha cronostratigráfica) entre a linha da costa e ao rebordo continental (limite entre a plataforma, se ela existe, e a parte superior do talude continental). Embora, globalmente, a lâmina de água aumente para jusante, a geometria deste perfil é muito dependente da natureza dos sedimentos depositados (siliciclásticos ou carbonatos).

Ver : « Praia Baixa »
&
« Talude Continental »
&
« Deposição (carbonatos) »

Os dois esquemas geológicos ilustrados nesta figura enfatizam a batimetria da parte superior de uma bacia sedimentar preenchida por siliciclastos (fragmentos silicicatados e grãos associados) e por carbonatos. No primeiro caso, os sedimentos são terrígenos e transportados do continente pelos agentes erosivos e de transporte, enquanto que no segundo, os sedimentos são formados no sítio. No esquema dos clásticos, foi assumido que o acarreio terrígeno é abundante, isto é, suficiente para preencher a totalidade do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pelas subidas do nível do mar relativo, isto é, das subidas do nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre, como, por exemplo o fundo do mar. A geometria ilustrada neste esquema é a de um episódio transgressivo (a geometria do depósito é, globalmente, retrogradante), seguido de uma nova subida do nível do mar relativo, induzida, principalmente, por uma subsidência significativa do rebordo da bacia, que deslocou a linha da costa para o continente pondo os sedimentos, já depositados, sob uma lâmina de água que, progressivamente, aumenta para jusante. Isto quer dizer que depois da primeira ingressão marinha (subida do nível do mar relativo que caracteriza um paraciclo eustático), que inundou a planície costeira do prisma de nível baixo (colorido em castanho) e o substrato, e que deslocou a linha da costa para o continente, aumentando o espaço disponível para os sedimentos, ocorreu um período de estabilidade do nível do mar. Foi durante esse período de estabilidade do nível do mar relativo, que a linha da costa se deslocou para o mar à medida que os sedimentos se depositaram (intervalo castanho claro) até que uma nova subida do nível do mar relativo (nova ingressão marinha) desloque, outra vez, a linha da costa para a posição onde ela se encontra actualmente. A antiga linha da costa, corresponde, actualmente, ao rebordo continental, o que quer dizer, que a bacia passou a ter uma plataforma continental, e que rebordo continental passou, também, a ser o novo rebordo da bacia, que antes era o último rebordo continental do ciclo sequência precedente. A profundidade de água da nova plataforma continental diminui, progressivamente, do rebordo da bacia (rebordo continental) até à linha da costa. No caso dos carbonatos, foi assumido que a profundidade de água é ideal para a produção de carbonatos e que o nível do mar relativo subiu em aceleração (episódio transgressivo). A lâmina de água é, grosseiramente, alterada pela construção de recifes, que resistem às vagas e pelos bancos de areia (carbonatada) de litificação rápida, que se depositam, principalmente, no rebordo da plataforma (que neste exemplo corresponde ao rebordo da bacia) mas, igualmente, em outras partes da plataforma (recifes solitários de laguna, não ilustrados neste esquema). Basicamente, pode dizer-se que no caso dos siliciclásticos, a plataforma continental é, praticamente plana e, ligeiramente, inclinada para o mar, enquanto que no caso dos carbonatos, a plataforma (com o seu talude) tem uma geometria convexa para cima, o que permite a formação de laguna protegida. As rampas carbonatadas (talude) são construídas a partir de sedimentos carbonatados soltos, sem construções recifais ou litificações no rebordo da bacia. O perfil do talude é semelhante aos dos siliciclastos, embora possam existir pequena construções aureolares. Tudo isto explica porque é que um talude carbonatado é muito difícil de reconhecer nas linhas sísmicas do que um taludes deltaico e é por isso que, muitas vezes, para ilustrar progradações deltaicas, muito geocientistas utilizam exemplos de progradações associadas a taludes recifais. Dentro das plataformas carbonatadas ligadas ao continente, como a ilustrada nesta figura podem considerar-se 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. É no subtipo, plataforma com ruptura aureolada que a designação de plataforma carbonatada abrupta é mais frequente.

Pergelissolo........................................................................................................................................................................................................................................Permafrost

Pergélissolo / Pegelissolo / Permafrostboden / 永久冻土 / Вечная мерзлота / Permafrost /

Condição do solo que prevalece numa área cuja temperatura anual, média, é de 0° C. Sinónimo de Permafroste.

Ver: « Glaciação »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Migração Polar »

Embora certos edafólogos (geocientistas que estudam a natureza do solo) discordem com a definição dada pelos geocientistas de pergelissolo (que incluem o solo na descrição do pergelissolo, o que não é o caso dos especialistas do estudo dos solos), no nosso contexto a definição proposta pela wikipedia, convém-nos perfeitamente: "Solo no ou abaixo do ponto de congelação da água (0° C) por dois ou mais anos". Evidentemente que nesta definição os geocientistas incluem no termo solo, não só o solo propriamente dito, mas também o rególito, assim como os sedimentos ou as rochas subjacentes. O gelo num pergelissolo não está sempre presente, como no caso de um substrato não poroso, mas, frequentemente, ele ocorre e pode estar em quantidades que excedem o potencial de saturação hidráulica dos materiais que formam o terreno. A maior parte do pergelissolo ocorre no hemisfério Norte entre as latitudes 60°N e 68°N. Ao norte de 67° N. O pergelissolo diminui, rapidamente, à medida que a superfície terrestre exposta desaparece em direcção do Oceano Árctico. Existe, igualmente, uma grande quantidade de pergelissolo a cerca de 35° N, no planalto de Qinghai-Xizang (Tibete) e nas montanhas do Sudoeste asiático, assim como nas Montanhas Rochosas (USA). Cerca de 37% do pergelissolo do hemisfério Norte ocorre no Oeste da América do Norte, principalmente, no Alasca e Norte do Canadá, entre 165° O e 60°O. Muito pergelissolo ocorre na parte Este do hemisfério Norte, principalmente, na Sibéria e na parte Este da Rússia, Norte da Mongólia, NE da China, Planalto de Qinghai-Xizang, assim como nas montanhas circunvizinhas, entre 60° E e 180° E. As temperaturas extremas que produzem o pergelissolo, reduzem-se, consideravelmente, próximo dos grandes corpos de água. É por isso que a Escandinávia e Islândia têm, relativamente, pouco pergelissolo. Uma espessa cobertura de neve pode desempenhar um papel muito importante na formação e preservação do pergelissolo. Nas áreas de pergelissolo permanente, a presença de neve aquece a temperatura do solo, assim como, nas áreas de pergelissolo descontínuo ou esporádico, a ausência de neve favorece a sua formação.

Pericintião......................................................................................................................................................................................................................................Pericynthian

Pericynthian / Pericintiano / Pericynthian (Astronomie) / Pericynthian（天文） / Перицинтиан / Pericynthian (astronomia) /

Ponto da trajectória de um veículo espacial que está mais próximo da Lua.

Ver: « Órbita »
&
« Apocintião »
&
« Lua »

Como ilustrado, um satélite artificial é qualquer corpo feito pelo homem e colocado em órbita ao redor da Terra ou de qualquer outro planeta. Hoje em dia, ao contrário do que ocorria no início da história dos satélites artificiais, o termo satélite é usado, praticamente, como um sinónimo de satélite artificial. Este termo é usado quando se quer distingui-los dos satélites naturais, como a Lua. Actualmente estão em órbita, para além dos satélites do Sistema de Posicionamento Global, satélites de comunicações, satélites científicos, satélites militares e uma grande quantidade de lixo espacial, ou seja, não se deve se referir à satélites apenas como um meio de transporte de dados ou apenas um meio de mapear ou espionar o sistema terrestre. Um satélite sofre uma determinada aceleração que é independente da sua massa mas depende da altitude a que o satélite se encontra. A trajectória do satélite vai depender da sua aceleração e das suas condições iniciais: (i) A posição inicial e (ii) A velocidade inicial. A experiência pensada de Newton explica porque é que os satélites não caem para a Terra, apesar de serem, constantemente, puxados pela força gravitacional para o centro da Terra. Newton imaginou um canhão muito poderoso capaz de lançar projécteis a grandes distâncias. Imaginou este canhão colocado a uma altitude elevada. Se a altitude for, suficientemente, grande, o canhão está fora da atmosfera terrestre e a resistência do ar é desprezível. Se o canhão disparar um projéctil com uma velocidade baixa, o projéctil perderá altitude até cair na Terra. Mas se a velocidade do projéctil ultrapassar um determinado valor, o projéctil quando cai já vai cair “fora da Terra”. Se a velocidade inicial do projéctil for, suficientemente, elevada, o projéctil cai continuamente sem nunca atingir a Terra. Aumentando a velocidade consegue-se que o projéctil percorra cada vez distâncias maiores, até que o projéctil circundará a Terra numa órbita, aproximadamente, circular. Neste movimento não actua outra força além da força gravitacional e o projéctil continuará em órbita em torno da Terra, (movimento de uma partícula com velocidade inicial, actuada por uma força de intensidade constante cuja direcção varia continuamente, sendo, em cada instante perpendicular à velocidade) (http://pt.wikipedia.org/wiki/Satélite_artificial.)

Peridotito.....................................................................................................................................................................................................................................................Peridotite

Péridotite / Peridotita / Peridotit / 橄欖岩 / Перидотит / Peridotite /

Um dos componente das séries de rochas plutónicas que formam a maior parte do manto terrestre. Os peridotitos são rochas ultramáficas, de estrutura granular, constituídas, principalmente, por olivina associada a outros silicatos ferromagnesianos, essencialmente piroxenas.

Ver: « Crusta »
&
« Sima »
&
« Moho (descontinuidade de Mohorovicic) »

Podem distinguir-se diferentes tipos de peridotitos em função das suas proporções em olivina, ortopiroxenas e clinopiroxenas: (i) Um Dunito é constituído por mais de 90% de olivina (tipicamente com uma relação Mg/Fe de 9:1) ; (ii) Um Wehrlito é sobretudo constituído de olivina, mas também de clinopiroxena ; (iii) Um Harzburgito é sobretudo constituído de olivina, mas também de ortopiroxena e de componentes de tipo basáltico ; (vi) Um Lherzolito é sobretudo constituído de olivina, de ortopiroxena (em geral enstatite) e de clinopiroxena. Um lherzolito possui também uma grande proporção de compostos de tipo basáltico (granadas e clinopiroxenas). A fusão parcial do lherzolito e a extracção da parte liquida pode deixar um resíduo sólido de tipo harzburgito, rico em olivina e relativamente rico em ortopiroxena, mas pobre em clinopiroxena. Isto é devido ao facto que a clinopiroxena funde a mais baixa temperatura do que a ortopiroxena ou do que a olivina. Em continuando o processo de fusão parcial, chega-se a uma rocha constituída praticamente por olivina, isto é um dunito (a temperatura continuou a aumentar e a ortopiroxena fundiu por sua vez). Os peridotitos formam-se no manto da Terra, entre 40 e 70 km abaixo da crusta terrestre. Os peridotitos só se podem formar sob condições de pressão e temperatura, que não têm comparação nenhuma com as condições em que vivemos. Quando afloram, os peridotitos sofreram um enorme levantamento. A maioria das amostras colectadas nos afloramentos de peridotitos exibem sinais evidentes de um levantamento importante (diaclases e falhas). Os peridotitos são frequentemente alterados por serpentinização, na qual os periodotos (nome dado à olivina quando utilizada como pedra preciosa) são completamente transformados em anfíbolas e serpentina (grupo de minerais de filossilicato hidratado de magnésio e ferro). Eles contêm mineralizações em cromo, níquel, cobalto, platina e, por vezes, diamantes. A cor dos peridotitos é amarelo escuro oleoso ou verde escuro. Os peridotitos são totalmente cristalizados.