Subducção (Ciclo de Wilson).....................................................................................................................................................................................Subduction

Subduction / Subducción / Subduktion / 俯冲 / Субдукция (погружение одной литосферной плиты под другую) / Subduzione /

Uma das fases fases tectonicoestratigráficas do ciclo de Wilson: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (riftização) do cratão, com formação de bacias do tipo rifte (em geral demigrabens com vergência oposta de cada lado da anomalia térmica) ; (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 (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 »

Subducção de Type-A (Ampferer)..........................................................................................................................A-type subduction

Subduction de type A (Ampferer) / Subducción tipo A (Ampferer) / A-Typ Subduktion (Ampferer) / A型俯冲 / Субдукция типа А (Ампферер) / Subduzione tipo A (Ampferer) /

Quando uma placa continental (siálica) mergulha debaixo de outra placa continental formando uma megassutura. Parece que a placa descendente é, em parte, consumida, o que produz nos sedimentos da placa cavalgante dobras, cavalgamentos e falhas de deslizamento.

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

Uma subducção de tipo-A, também chamada subducção Ampferer (em homenagem ao geocientistas austríaco Otto Ampferer) é movimento de uma placa continental litosférica sob outra numa zona de colisão (atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que na linguagem corrente ele traduz uma mudança de energia cinética em energia de deformação, o que na teoria da Tectónica das placas não existe), com a separação de parte ou toda a crosta superior da crosta inferior e manto. O material mais denso entra em subducção, normalmente, enquanto o material menos denso pode sobrepor a crusta continental na placa cavalgante. Uma subducção de tipo A, também tem sido chamada de "delaminação", contrasta com a subducção tipo-B ou de Benioff (em homenagem ao geocientista americano Hugo Benioff), na qual a litosfera oceânica subdivide. Uma subducção de tipo A subducção é criar um encurtamento no um máximo de apenas algumas centenas de quilómetros, enquanto a subducção de tipo-B pode reciclar milhares de quilómetros de crusta oceânica e manto superior. Este bloco diagrama ilustra de maneira esquemática a zona de subducção do tipo A (Ampferer) associada com a colisão entre a margem divergente norte do Mar de Tétis* e o pequeno supercontinente Gondwana. A margem Mesozóica, que forma as montanhas do Jura (cadeia de montanhas que culmina a 1720 m de altitude, situada ao norte dos Alpes, na França, Suíça e Alemanha), comporta-se como a placa litosférica descendente e mergulha sobre a cadeia de Montanhas dos Alpes (um dos grandes sistemas de cordilheira da Europa, que se estende desde a Áustria e Eslovénia, a Este, através do norte da Itália, Suíça. Liechtenstein e sul da Alemanha, até ao sudeste da França e Mónaco) a qual se comporta como a placa litosférica cavalgante. Na placa descendente o encurtamento faz-se por dobras e falhas inversas que desaparecem em profundidade num nível salífero, que se encontra, mais ou menos, a cerca de 800 metros da superfície. Na placa cavalgante, o encurtamento faz-se, sobretudo, por grandes cavalgamentos que aqui se horizontalizam a diferentes níveis. O encurtamento na placa cavalgante é muito mais importante do que na placa descendente. Isto faz pensar, que uma parte da placa descendente foi absorvida em profundidade pela astenosfera, mas para já não existe nenhuma teste de corroboração de um tal fenómeno. Pode dizer-se que as zonas de subducção do tipo A ou de Ampferer são os lugares onde uma parte da crusta continental se encontra enterrada a grande profundidade debaixo de uma megassutura (região móvel da Terra formada por cadeias de montanhas dobradas e falhadas, que testemunha a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes). Esta situação geológica implica, na cobertura sedimentar, a formação, a grande escala, de superfícies de descolamento, dobras e falhas inversas. Inicialmente, a grande maioria dos adeptos da teoria das placas tectónicas não aceitou este tipo de subducção, uma vez que a densidade da crusta continental é, relativamente, pequena e tem tendência a flutuar e a resistir a um enterramento importante. Depois dos trabalhos de Molnar e Gray (1979), que mostram que mesmo a crusta continental inferior pode entrar em subducção e individualizar-se da crusta superior, uma grande maioria dos geocientistas pensa que as zonas de subducção do tipo A podem existem. Igualmente, Bird et al. (1975) mostraram que certas condições térmicas e mecânicas são capazes de produzir laminações dentro da litosfera que permitem que a crusta inferior, mais densa, entre em subducção na astenosfera (parte dúctil do manto superior terrestre, que se estende da litosfera até ao manto inferior por mais de 700 quilómetros, e que é constituída de materiais Illustrator dúcteis, no estado sólido e parcial ou totalmente semifundidos função da profundidade e / ou a proximidade de bolsas de magma), que permitem a deriva continental e a isostasia (equilíbrio gravitacional, e as suas alterações, entre a litosfera e a astenosfera da Terra). A isostasia resulta da flutuação das placas tectónicas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida, em geral, chamada re-emergência (“rebound” dos geocientistas de língua inglesa), quando o peso diminui.

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

Subducção de Type-B (Benioff)...............................................................................................................................B-Type Subduction

Subduction de type B (Benioff) / Subducción tipo B (Benioff) / B-Typ Subduktion (Benioff) / B型俯冲（贝尼奥夫）/ Субдукция типа Б (Бениофф) / Subduzione tipo-B (Benioff) /

Quando uma placa oceânica mergulha debaixo da crusta continental ou debaixo de um arco vulcânico. Uma subducção de tipo B pode ocorrer: (i) Num domínio oceânico (oceano / oceano), como, por exemplo, nas ilhas Marianas ou Tonga ; (ii) No limite entre um oceano e um continente (oceano / continente), como, por exemplo, no Peru ; (iii) Na bordadura de um continente, mas numa posição mediana, quer isto dizer, que uma bacia oceânica, mais ou menos, desenvolvida se forma entre a zona de subducção e o continente (oceano / bacia interior / continente), como, por exemplo, nas Ilhas Aleutianas.

Ver: « Colisão Continental »
&
« Expansão Oceânica »
&
« Fundo Oceânico »

Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia, cuja localização é mostrada na carta entre o sul de Bornéu e o sul da ilha de Java, uma zona de subducção do tipo B (de Benioff ou Benioff-Wadati) é caracterizadas pelo mergulho de uma placa litosférica oceânica na astenosfera (parte dúctil do manto superior terrestre, que se estende da litosfera até ao manto inferior por mais de 700 quilómetros e, que é constituída de materiais silicatados dúcteis, no estado sólido e parcial ou totalmente semifundidos função da profundidade e/ou a proximidade de bolsas de para magma). Uma zona de subducção B ou de Benioff (em homenagem ao geocientista americano Hugo Benioff), contrasta com uma subducção de tipo-A (mergulho de uma placa continental litosférica sob outra numa zona de colisão, que pode criar um encurtamento sobre vária centenas de quilómetros), uma vez que ela pode reciclar milhares de quilómetros de crusta oceânica e manto superior. Como muitos geocientistas dizem, as zonas de subducção e, em particular, as zonas de subducção de Benioff, são as áreas em que o alastramento oceânico iniciado nos riftes das dorsal médio oceânica é compensado, quer isto dizer, onde as placas litosféricas, e em particular as placas litosféricas oceânicas desaparecem. À medida que a camada basáltica e a cobertura sedimentar se enterram elas aumentam de temperatura. Desde que a temperatura de fusão da mistura basalto/água/sedimentos é atingida todo o material funde criando um magma vulcânico. Como este magma é menos denso do que o manto que o envolve, ele remonta à superfície e forma vulcões, na placa cavalgante. Isto explica uma das características principais das zonas de subducção do tipo B, isto é, a formação de vulcões (arco vulcânico), na placa cavalgante, a uma determinada distância da fossa oceânica. Esta distância é função do ângulo de subducção, que é o ângulo entre a placa descendente e a superfície da Terra. Na América do Sul, é fácil de constatar, que a posição do arco vulcânico da placa cavalgante, é na parte norte e na parte sul não é a mesma, o que os geocientistas explica pelo diferente ângulo de subducção da placa oceânica. O ângulo de subducção é função de vários parâmetros: (i) Estado térmico, quer isto dizer, mais a placa descendente é jovem, mais ela é ligeira e mais pequeno é o ângulo de subducção, uma vez que a resistência à entrada da placa na astenosfera é muito grande ; (ii) Reologia das regiões circunvizinhas, quer isto dizer, se a litosfera oceânica circunvizinha tem uma densidade pequena, ela pode, no momento de entrar em subducção, induzir deformações em extensão, que reduzem o ângulo de subducção ; (iii) Velocidade relativa das placas (entre 1 e 10 cm por ano): se a velocidade relativa entre as placas é pequena, a componente vertical do mergulho tem todo o tempo para se tornar preponderante e, assim, aumentar o ângulo de subducção ; (iv) Velocidade da placa cavalgante, o que quer dizer, que quando a placa cavalgante se desloca em direcção da fossa oceânica, o ângulo de subducção é mais pequeno do que quando ela se desloca noutra direcção. As zonas de subducção de tipo B são importantes por várias razões (https://en.wikipedia.org/wiki/Subduction): (i) Física da Zona de Subducção: O afundamento da litosfera oceânica (sedimentos, crusta, manto), por contraste de densidade entre a velha e fria litosfera e a quente lâmina do manto astenosférico, é a força mais importante (mas não a única) necessária para conduzir o movimento da placa e é o modo dominante de convecção do manto ; (ii) Química da Zona de Subducção: Os sedimentos que entraram em subducção e a crosta desidratam e liberam fluidos (aquosos) ricos em água no manto sobrejacente, causando a fusão e o fraccionamento entre os reservatórios superficiais e profundos do manto, produzindo arcos vulcânicos e crosta continental ; (ii) As zonas de subducção arrastam para baixo sedimentos oceânicos que entraram em subducção, crusta oceânica e litosfera do manto que interagem com o manto astenosférico quente da placa cavalgante para produzir um série de mistura calcoalcalinas, depósitos de minério e crusta continental. Note que as zonas de subducção foram consideradas como possíveis locais de eliminação de resíduos nucleares nos quais a acção da própria subducção transportaria o material para dentro do manto planetário, longe de qualquer influência possível sobre a humanidade ou sobre o ambiente superficial. No entanto, esse método de eliminação está actualmente proibido por acordo internacional. Além disso, as zonas de subducção de placas estão associadas a importantes terremotos , tornando imprevisíveis os efeitos sobre a utilização de qualquer local específico para eliminação e possivelmente adverso à segurança da eliminação a longo prazo.

Subida do Nível do Mar Relativo..................................................................................Relative Rise of Sea Level

Montée relative (niveau de la mer) / Subida relativa (del nivel del mar) / Relativen Anstieg (NN) / 减速上升（海平面） / Относительный подъём уровня моря / Crescita relativa (livello del mare) /

Subida aparente do nível do mar em relação à superfície de depósito subjacente. Uma subida do nível do mar relativo ocorre quando: (i) O nível do mar sobe, enquanto a superfície de depósito inicial se afunda ou se mantém estacionária ou sobe mais lentamente ; (ii) O nível do mar é estacionário e a superfície inicial de depósito se afunda e (iii) O nível do mar desce, enquanto que a superfície inicial de depósito se afunda mais rapidamente. Uma subida do nível do mar relativo é reconhecida, no campo e linhas sísmicas, por biséis de agradação, em particular, pelos biséis de agradação costeira.

Ver: « Eustasia »
&
« Subsidência »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore Este da China, as terminações dos reflectores (biséis de agradação) sugerem subidas do nível do mar relativo. Note que na estratigrafia sequencial, o nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos ( se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). Ao nível de um ciclo sequência, para que os sedimentos se depositem é necessário que haja um aumento do espaço disponível para os sedimentos (acomodação), em particular, a montante do rebordo da bacia (quando a bacia tem uma plataforma ou a montante do rebordo continental (quando a bacia não tem plataforma continental, isto é, durante a deposição do grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e durante a 2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto). Por outras palavras, os sistema de deposição turbidítica, podem depositar-se durante as descidas significativas do nível do mar relativo, a quando ou imediatamente depois da formação das discordâncias (superfícies de erosão). Nesta tentativa de interpretação, a discordância que separa o substrato Paleozóico (provavelmente o soco) dos sedimentos do Mesozóico / Cenozóico da bacia de tipo rifte e da margem divergente de tipo não Atlântico (na parte este da linha sísmica) é sublinhada por biséis de agradação (relação geométrica entre estratos ou reflectores sísmicos, inicialmente horizontais que terminam contra uma superfície inclinada). Dentro da bacia de tipo rifte, os biséis de agradação são biséis de agradação não marinhos, enquanto que os biséis dentro da margem (acima da discordância mais jovem que sublinha a ruptura da litosfera) são biséis marinhos. Muitos geocientistas pensam que a influência das variações do nível do mar relativo nos sistemas de deposição da bacia de tipo rifte não é muita significativa. Na margem divergente, dentro de um ciclo sequência, montante do rebordo da bacia ou do rebordo continental(quando a bacia não tem plataforma continental), o nível do mar relativo tem sempre que subir, quer durante os episódios transgressivos quer durante os episódios regressivos. A única diferença é, que durante os episódios, globalmente, transgressivos, o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas relativas cada vez maiores), enquanto que durante os episódios regressivos, ele sobe em desaceleração (ingressões marinhas relativas cada vez mais pequenas). É importante não esquecer que durante uma subida do nível do mar relativo não há deposição, unicamente a linha da costa desloca-se para o continente criando ou aumentando o espaço disponível para os sedimentos, isto é, a acomodação, ao mesmo tempo que ela produz uma superfície de ravinamento na topografia pré-existente. A deposição dos sedimentos faz-se durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático (acréscimo de uma subida do nível do mar relativo). Efectivamente, durante esse período de estabilidade, a linha da costa desloca-se, pouco a pouco, para o mar, à medida que os cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente a ligados entre si) se depositam, até que um nova subida do nível do mar relativo ocorra. Note que quando os paraciclos eustáticos são em aceleração, a progradação da linha da costa ao fim de cada paraciclo sequência é cada vez mais pequena.

Subida do Nível do Mar Relativo em Aceleração............Relative Sea Level Rise in Acceleration

Montée en accélération / Crecida en aceleración, Subida relativa (del nivel del mar) en aceleración / Erhöhung der Beschleunigung (NN) / 加速上升（海平面）/ Ускоренный подъём уровня моря / Aumento in accelerazione (livello del mare) /

Quando o espaço disponível para os sedimentos (combinação da subsidência e da eustasia) aumenta, mais ou menos, regularmente, como 3, 5, 8, 10 metros, o que quer dizer que as ingressões marinhas são cada vez mais importantes. É em associação com subidas do nível do mar relativo deste tipo que se deposita, dentro de um ciclo sequência, prisma de nível baixo (PNB) e o intervalo transgressivo (IT).

Ver: « Ciclo Eustático de 3^a Ordem »

Subida do Nível do Mar Relativo em Desaceleração........,,,.......Relative Sea Level Rise in Deceleration

Montée en décélération / Crecida en desaceleración, Subida relativa (del nivel del mar) en desaceleración / Anstieg der Verzögerung (NN) / 减速上升（海平面）/ Замедленный подъём уровня моря / Aumento in decelerazione (livello del mare) /

Quando o espaço disponível para os sedimentos, combinação da subsidência e da eustasia, diminui de maneira , mais ou menos, como, por exemplo, 15, 10, 8, 5, 0 metros. É em associação com subidas do mar relativo deste tipo, que dentro de um ciclo sequência, se deposita o prisma de nível alto (PNA).

Ver: « Ciclo Eustático de 3^a Ordem »

Subidade (geológica)...............................................................................................................................................................................................................................Subage

Sous-âge (géologique) / Sub-edad (geológica) / Unter-Alter (geologische) / - 年龄（地质） / Подпериод (геологический) / Sotto-età (geologica) /

Subdivisão de uma idade geológica, o que quer dizer, um pequeno intervalo de tempo geológico. Uma subidade é o tempo durante o qual se depositou um subandar, da mesma maneira, que o período Cretácico é o tempo geológico durante o qual se depositaram as rochas do sistema Cretácico.

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

Como se pode constatar nesta escala tempo do Paleozóico, proposta por Harland et al. (1982), as subidades são intervalos de tempo muito pequenos e não se podem representar nas escala tempo convencionais. Elas são utilizadas para datar corpos sedimentares associados a ciclos eustáticos de alta frequência, como os induzidos pelo espessamento (avanço) e adelgaçamento (recuo) das calotes glaciares durante a época Pleistocénica. Da mesma maneira, como ilustrado acima, algumas das idades do Pérmico inicial (época), quer seja, o Asseliano, Sakamariano, Artinskiano ou o Kunguriano, podem localmente ser subdivididas se, sobre o terreno, ou nos testemunhos de sondagem, e pôr-se em evidência diferentes formações, membros ou horizontes (rochas). O andar Kunguriano, por exemplo, que começa com a aparição dos conodontes Neostreptognathus pnevi e N. Capture e termina com aparição do conodonte Jinogondolella nanginkensis, aflora nas montanhas do Ural, quer na Russia que no Cazaquistão. Na região sul, ele é formado por rochas terrígenas e sedimentos lagunares. Vários tipos de sedimentos pouco profundos, evaporíticos e não-marinhos depositaram-se como fácies laterais. Noutros sítios, conglomerados, areias e depósitos arenosos vermelhos são frequentes. Na região este, os intervalos evaporíticos formados por alternâncias de gesso, halite e potassa formam a bacia salífera do Rio Kama. Calcários marinhos ocorrem, por exemplo, na província de Perm (de onde deriva o nome Pérmico) e calcários recifais ocorrem na parte oeste das montanhas de Mughalzhar. Tudo isto permitiu aos geólogos de considerar vários subandares no Kunguriano, que se depositaram nas seguintes subidades: (i) Ireniano, (ii) Folipoviano e (iii) Saraniano. Contudo, tendo em linha de conta a dificuldade das datações durante o Paleozóico, os subandares e subidades são muito mais utilizados nas épocas geológicas recentes, particularmente, na época Pleistocénica, ondas as datações dos espessamentos (avanços) e adelgaçamentos (recuos) das calotes glaciares são muito mais fáceis.

Subsequência.........................................................................................................................................................................................................................Subsequence

Sous-séquence / Sub-secuencia / 序列 / Подсерия (отложений) / Sottosequenza /

Tipo particular de paraciclo-sequência (depósito sedimentar efectuado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de uma ingressão marinha verdadeira ou aparente). Existem dois tipos de paraciclos-sequência : (i) Paraciclos-sequência periódicos e (ii) Paraciclos-sequência episódicos. Os primeiros estão associados aos ciclos orbitais de Milankovitch. Os segundos estão associados a deslocamentos laterais dos lóbulos deltaicos. São os paraciclos-sequência episódicos que, dentro de um ciclo-sequência, são muito frequentes nos prismas de nível alto (PNA) e nos prisma de nível baixo (PNA) em associação com os edifícios deltaicos.

Ver: « Ciclo Eustaico De 5^a Ordem »

Subsidência........................................................................................................................................................................................................................................Subsidence

Subsidence / Subsidencia / Subsidenz / 沉降 / Оседание / Subsidenza /

Afundamento lento de uma parte da crusta terrestre. Existem vários tipos de subsidência. Nas margens divergentes e nas bacias em extensão, a subsidência é criada, principalmente, por uma contracção térmica da crusta e manto, enquanto que nas bacias em compressão, ela é, sobretudo, induzida pela flexão da litosfera em resposta a sobrecarga sedimentar e dos cavalgamentos.

Ver: « Eustasia »
&
« Halocinese »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Na história do afundamento (abaixamento de uma área de terreno, em relação aos terrenos que a circunda), é necessário diferenciar a subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) da subsidência tectónica. A subsidência tectónica é igual à subsidência total diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação. A compactação diagenética pode apresentar-se sob dois aspectos: (a) Químico e (b) Mecânico. A compactação química engloba a dissolução de minerais sob pressão, enquanto que a compactação mecânica não engloba processos químicos, mas sim aspectos físicos, como mudança no empacotamento intergranular e a deformação ou quebra de grãos individuais. A subsidência tectónica pode atingir cerca de 40% da subsidência total. Como ilustrado nesta figura, na margem continental Este dos EUA, utilizando os resultados do poço de investigação científica COST B-2, perfurado no offshore de Nova Jersey e os dados estratigráficos deduzidos das linhas sísmicas, Greenlee (1989) calculou: (i) As flutuações as variações do nível do mar relativo ; (ii) A subsidência tectónica ; (iii) A subsidência total ; (iv) A paleobatimetria (batimetria do ambiente marinho no qual se produziu a deposição de uma determinada unidade litológica, que caracteriza um momento de história geológica na qual ela ocorreu) ; (v) A curva eustática longo termo (curva das variações do nível do mar absoluto ou eustático*), e propôs os mais prováveis mecanismos da subsidência. Depois da ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia, Greenlee admitiu três ciclos de arrefecimento térmico. Nos dois primeiros, ele conjecturou uma abertura Atlântica lenta, a qual depois acelerou à medida que se depositavam ciclos transgressões sedimentares / regressões sedimentares **, mais ou menos, contemporâneos de um importante evento vulcânico. O cálculo da subsidência e da paleobatimetria foram corroborados por dados mais recentes. A evolução dos eventos geológicos parece não ter resistido a testes de refutação recentes. O evento vulcânico (ponto quente, isto é, uma anomalia térmica no interior da Terra, associado a sistemas de convecção do manto e responsável do vulcanismo que ocorre no interior de placas tectónicas) é sublinhado por lavas subaéreas (SDRs), que se depositaram-se, imediatamente, depois da ruptura da litosfera (mais ou menos, 179,5 Ma) e que fossilizaram, localmente, as bacias de tipo rifte que se formaram durante a fase de rifting (alargamento) na qual a subsidência era diferencial. A primeira fase de abertura do Atlântico foi subaérea, por deposição lateral das lavas a partir dos centros de expansão, e só, mais tarde, quando os centros de expansão se afundaram (formação de crusta oceânica) e que a abertura se tornou oceânica (alastramento oceânico) e a subsidência térmica. Todas estas conjecturas foram, perfeitamente corroboradas pelos poços de pesquisa recentes perfurados no offshore Atlântico dos EUA. Na tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Vietname, ilustrada nesta figura, a subsidência diferencial, durante de alongamento ou de rifting de uma bacia interna ao arco, é óbvia. Na margem divergente de tipo-não Atlântico, que fossiliza a bacia interna ao arco, a subsidência é térmica, como aliás na margem divergente do Este dos Estados Unidos estudada por Greenlee, e parece ser o resultado do resfriamento da anomalia térmica que provocou o alongamento da litosfera (subsidência diferencial). Como nenhuma falha normal da bacia de antearco afecta a margem divergente (offshore do Vietname), muitos geocientistas sugerem que desde que a subsidência diferencial (anomalia térmica, ou seja subida das isotérmicas) pára, começa a subsidência térmica (descida das isotérmica) que é o resultado dum resfriamento e não de um aquecimento.

(*) O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos ( se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

(**) Muitos geocientistas dizem ciclo transgressões/regressões, esquecendo que o termo transgressão, sobretudo, se refere, quer em português ou em outras línguas, ao avanço do mar sobre o continente, quer isto dizer, a uma ingressão marinha. Por isso um geocientista deve sempre dizer-se ciclos transgressões sedimentares/regressões sedimentares quando ele se quer referir aos ciclos dos intervalos retrogradantes e progradantes, os quais são separados por uma superfície de base das progradações.

Subsidência Compensatória....................................................................................................Compensatory Subsidence

Subsidence compensatoire / Subsidencia compensatoria / Kompensatorische Subsidenz / 补偿性沉降 / Компенсационное оседание / Subsidenza compensativa /

Espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado por um escoamento lateral ou vertical de um horizonte estratigráfico móvel. Os horizontes móveis mais frequentes são os argilosos e evaporíticos. A subsidência compensatória é mais frequente nas bacias salíferas em associação a halocinese do que nas bacias argilosas.

Ver: « Eustasia »
&
« Halocinese »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

O offshore du Gabão corresponde a sobreposição de várias bacias da classificação das bacia sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linha sísmicas regionais deste offshore, de baixo para cima reconhece-se: (i) Um soco que, em geral, corresponde a rochas do Pré-Câmbrico, ou, localmente a uma cadeia de montanhas dobradas de idade Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo-rifte de idade Jurássico Terminal/Cretácico Inicial, as quais alongaram a litosfera do pequeno supercontinente Gondwana antes que este se fractura-se em vários continentes ; (iii) Uma margem continental divergente tipo Atlântico, na qual se depositou ou espesso um intervalo salífero, próximo da base da margem. Assim, nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica deste offshore, é fácil compreender o que é uma subsidência compensatória, que é aqui, criada pelo escoamento lateral e vertical do horizonte evaporítico. Nesta área, acima da bacia de tipo rifte, cujo limite superior é marcado pela discordância induzida pela ruptura da litosfera, depositou-se um intervalo arenoso de espessura inferior a resolução sísmica. Este intervalo, que não é discernível neste autotraço, assim como na maior parte das linhas sísmicas, foi encontrado em todos os poços de pesquisa do petróleo, que ultrapassaram a base do intervalo salífero, pode ter características petrofísicas de rocha-reservatório. Grosseiramente, pode dizer-se, que neste caso particular, a discordância induzida pela ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana corresponde, sismicamente, à base do intervalo salífero, a qual inclina, ligeiramente, em direcção da parte profunda do offshore (Oeste). Esta inclinação sublinha a obliquidade da margem divergente para jusante. Esta geometria, assim como a das bacias de tipo rifte, contrasta, fortemente, com a geometria dos sedimentos posteriores ao depósito dos evaporitos. As variações de espessura e configuração interna dos diferentes intervalos pós-salíferos só se pode explicar por uma subsidência compensatória criada pelo escoamento do sal. Na extremidade Oeste desta tentativa de interpretação (a jusante do último domo de sal), o nível salífero desapareceu, completamente, o que criou uma sutura ou soldadura salífera (sublinhada por dois círculos). Quando o sal se escoa (para a bacia ou para cima, mas sem atingir o fundo do mar), os sedimentos sobrejacentes colapsam, criando, desta maneira, espaço disponível para a deposição de novos sedimentos (acomodação), que se espessam em direcção das zonas mais subsidentes que, obviamente, se localizam em torno dos domos de sal. É a halocinese, ou seja, os movimentos do sal sem vector tectónico, que cria a desarmonia tectónica entre os sedimentos infrassalíferos e pós-salíferos, a qual é, perfeitamente, visível nesta tentativa de interpretação. Os movimentos do sal são, principalmente, induzidos pelo contraste de densidade entre o sal (2,17/2,17) e os sedimentos, e pelo facto de que, contrariamente, aos sedimentos o sal não se compacta, em profundidade, o que implica, em profundidade, um ponto de inversão de densidade, abaixo do qual o sal é menos denso do que os sedimentos, o que não é o caso, acima do ponto de inversão. Isto quer dizer que, teoricamente, um domo de sal não pode ter uma geometria cilíndrica (paredes verticais). De facto, como acima do ponto de inversão de densidade, a pressão lateral, que o sal exerce contra os sedimentos, é maior do que a pressão lateral, que os sedimentos exercem contra o sal, é por isso que o sal se escoa lateralmente formando saliências ou cornichos salíferos (parte de uma face de rocha que excede a vertical), mais ou menos, desenvolvidas. Da mesma maneira, debaixo do ponto de inversão de densidade, a pressão que as paredes de um domo salífero exercem contra os sedimentos é maior do que a pressão que os sedimentos exercem contra o sal e é, por isso, que o sal flui, verticalmente, de tal maneira que as paredes do domo de sal tomam uma geometria bicôncava, mais ou menos, acentuada. Ao mesmo tempo, os centros de deposição dos intervalos sedimentares circundantes, contemporâneos dos movimentos do sal, aproximam-se do dome de sal, devido à uma subsidência compensatória induzida pelo escoamento do sal. Em casos extremos, a parte superior do diápiro de sal pode desligar-se, completamente, da parte inferior formando uma gota salífera invertida a qual é separada da parte inferior do antigo domo e da rocha-mãe salífera (intervalo salífero autóctone) por uma sutura secundária vertical. Obviamente, a formação de uma gota ou bolbo salífero promove a formação de armadilhas morfológicas por justaposição (contra o sal) na parte inferior destas estruturas salíferas.

Subsidência Crustal....................................................................................................................................................................Crustal Subsidence

Subsidence crustale / Subsidencia cortical / Crustal Subsidenz / 地壳沉降 / Оседание земной коры / Subsidenza crostale /

Rápido ou gradual afundamento da crusta terrestre com pouco ou nenhum movimento horizontal, causado por processos geológicos naturais (taxa, magnitude e área envolvida não restritas).

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Tectónica »

Uma acumulação de sedimentos e a formação das bacias sedimentares é função da subsidência crustal. No início da formação de uma bacia sedimentar, a subsidência tectónica tem que ser anterior a sedimentação. Mais tarde, a subsidência crustal é, também, induzida pelo aumento da carga sedimentar (subsidência total), como ilustrado neste esquema de uma margem continental divergente. A subsidência tectónica é igual à subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação (a compactação química engloba a dissolução de minerais sob pressão e a compactação mecânica engloba processos físicos, como mudança no empacotamento intergranular e a deformação ou quebra de grãos individuais). A subsidência tectónica da superfície terrestre ou do fundo do mar é controlada pelo: (i) Princípio da Isostasia ; (ii) Contracção Térmica da Litosfera e (iii) Flexura por Carregamento. Segundo o princípio da isostasia (compensação de massas e densidades entre as massas litosféricas e a astenosfera), a elevação do topo da crusta é função da espessura e densidades das várias camadas terrestres, que de cima para baixo são: (a) Água do mar ; (b) Sedimentos ; (c) Crusta sólida, que é constituída por rochas ígneas e metamórficas e (d) A parte superior do sólida do manto (litosférico), que repousa sobre a astenosfera (ou manto astenosférico, debaixo da isotérmica 1350° C). Dentro do manto astenosférico (camada terrestre que se encontra debaixo da litosfera, entre 100 e 400 km de profundidade, rica em silicatos de ferro e de magnésio), as superfícies horizontais estão sob uma pressão constante, quer isto dizer, em qualquer parte, a massa por unidade de área da coluna rochosa sobrejacente é constante: ρwhw + ρshs + ρchc + ρmhm + ρaha = constante, onde h é a espessura, ρ a densidade, w a camada de água, s a camada sedimentar, c a crusta, m o manto litosférico e a o manto astenosférico. A base da litosfera corresponde a um limite de temperatura (± 1350° C). O manto astenosférico é menos denso do que o manto litosférico (perto da interface entre eles). Um espessamento da crusta à custa do manto astenosférico causa um levantamento da superfície terrestre ou do fundo do mar, enquanto que um espessamento do manto litosférico, feito à custa da crusta, cria uma subsidência, ou seja, afundamento lento de uma parte da crusta terrestre. Em bacias em extensão, caracterizadas por um regime tectónico de alargamento, caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos longilíneo (σ₁ vertical e σ₂ e σ₃ horizontais), uma tal subsidência é criado, principalmente, por uma contracção térmica (resfriamento) da crusta e do manto. Nas bacias em compressão, caracterizadas por um regime tectónico de encurtamento, caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos* oblongo (σ₁ vertical e σ₂ e σ₃ horizontais), a subsidência causada por um espessamento do manto litosférico, feito à custa da crusta é, sobretudo, induzida pela flexão da litosfera em resposta a sobrecarga sedimentar e dos cavalgamentos. Pela mesma razão, um crusta continental espessa, levanta-se a cima do mar, enquanto que o topo da crusta oceânica, mais fina, se pode encontrar vários quilómetros mais baixo. No modelo de uma subsidência crustal induzida por uma sobrecarga sedimentar, como ilustrado nesta figura, subsidência é uma consequência da baseada na isostasia provocada causada peso dos sedimentos (substituição da água do mar por um sedimento mais denso), e a quantidade de subsidência depende da densidade: 1) Da água do mar (mais ou menos 1,03 g/cm³) ; 2) Dos sedimentos (entre 2,15 e 2,55 g/cm³) e 3) Do manto subjacente (é de 3,3 g|cm³). Se o mar estiver preenchido de sedimentos, teoricamente, uma determinada espessura de sedimento necessita duas vezes mais de profundidade inicial do mar. Na realidade, uma espessura total de 14 km de sedimentos pode formar-se perto da base do talude continental, isto é na planície abissal. Se a litosfera for considerada como elástica, a contracção pode se estender cerca de 150 km além do lugar de carregamento sedimentar. Todavia, este mecanismo não é, facilmente, reconciliado com os intervalos sedimentares depositados sob uma lâmina de água pouca, como, por exemplo, dentro um ciclo sequência, a montante do rebordo continental. Um tal mecanismo só pode funcionar se os sedimentos foram inicialmente depositados em águas profundas. Se a profundidade inicial da água for inferior a 200 m, o efeito de carga do sedimento é desprezível (http://www.le.ac.uk/gl/art/gl209/ lecture4/lect4-2.html).

(*) Num determinado ponto, em profundidade, o elipsóide dos esforços efectivos (que efectivamente deformam os sedimentos) é definido pela soma da pressão geostática (σ_g), pressão hidrostática ou pressão dos poros (σ_p) e do vector tectónico (σ_t).

Subsidência por Flexura............................................................................................................................................Flexural Subsidence

Subsidence par flexure / Subsidencia por flexura / Subsidenz durch Biegung / 弯曲的沉降 / Искривленное оседание / Subsidenza per flessione /

Subsidência criada pela sobreposição dos cavalgamentos associados à formação das cadeias de montanhas. Nas bacias de antepaís, a subsidência por flexura (ou flexural) é, provavelmente, a responsável principal da criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação).

Ver: « Colisão Continental »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Tectónica »

A correlação entre os poços de pesquisa do petróleo nos contrafortes (área marginal acidentada de um maciço montanhoso) da Cordilheira Colombiana, ilustrada nesta figura, sugere que a subsidência durante o pós-Cretácico foi, principalmente, induzida pela sobrecarga dos cavalgamentos (falhas inversas de baixo ângulo e com mergulho inferior a 15°, que correspondem aos “thrust faults” dos geocientistas anglo-saxões) que provocou uma flexura da litosfera. O princípio da isostasia resulta da flutuação das placas litosféricas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida ou salto isostático, quando o peso diminui. Isto implica a existência no manto de uma profundidade de compensação, onde a pressão, numa área carregada ou não, é a mesma. Um tal equilíbrio corresponde ao princípio de Arquimedes (todo corpo imerso num fluido sofre acção de uma força verticalmente para cima, cuja intensidade é igual ao peso do fluido deslocado pelo corpo), quando aplicado a um barco, icebergue ou à crusta, que flutua num manto mais denso. Quando os sedimentos deslocam a água, eles exercem uma carga na crusta e na litosfera (crusta e a parte superior do manto, acima da isotérmica 1350° C) que a baixam sob a acção do peso. Assumindo que "Wd" é a altura da coluna de água, "ρs" a densidade dos sedimentos (mais ou menos 2 500 kgm³), "ρm" a densidade do manto (mais ou menos 3300 kgm³), "ρw", a densidade da água (mais ou menos 1030 kgm³), "ρc" a densidade da crusta (mais ou menos, 2500/2900 kgm³), "Tc" a espessura média da crusta e "r" a distância da base da crusta à superfície de compensação, é fácil calcular a profundidade da superfície de compensação (Wd . ρw x g + Tc . ρs x g + r . ρm . g) e a espessura dos sedimentos S= Wd {(ρm-rw) / (ρm-rs)}. Se a superfície de compensação for localizada, por exemplo, na base da crusta, com uma altura de água inicial de 2 km, teoricamente, é possível acumular cerca de 5 km de sedimentos devido, unicamente, à subsidência induzida pelo peso dos sedimentos. Se a profundidade de água e acarreio sedimentar foram adequados, é possível acumular, cerca de 2,5 vezes a altura de água sem nenhuma subsidência tectónica ou variação do nível do mar, quer ele seja absoluto ou relativo. A subsidência das bacias de antepaís (bacia sedimentar que se situa na bordadura de uma cadeia de montanhas, que têm, em geral, uma forma de cunha e uma profundidade que diminui, gradualmente, para o escudo ou bacias mais antigas adjacentes) é, principalmente, controlada por eventos geológicos mecânicos, mais do que térmicos. A carga dos cavalgamentos induz, principalmente, a subsidência do substrato. As consequências de um tal carregamento, que são reforçadas pelo peso dos sedimentos, parecem ser controladas pela resistência à flexura do substrato, a qual influência a espessura elástica do litosfera subjacente. Na parte superior desta figura, o autotraço de uma linha sísmica do offshore do sul da Argentina, ilustra um perfil em tempo (tome em linha de conta o artefacto sísmico induzido pelas variações da lamina de água) de uma bacia de interna ao arco e da cadeia de montanhas associada. A origem do carregamento responsável da subsidência tectónica nem sempre é tão evidente. As anomalias gravimétricas encontradas em certos cinturas de montanhas dobradas, como, por exemplo, no Himalaia, sugerem que a topografia actual é suficiente para explicar a subsidência da placa litosférica australiano-indiana. Ao contrário, as anomalias gravimétricas nos Alpes ou na cintura dobrada dos Apalaches, sugerem que a topografia actual é insuficiente para explicar o afundamento da antefossa associada. Nesses casos, certos geocientistas invocaram "cargas enterradas” dentro da crusta (as carga enterradas podem corresponder a uma relíquia de crosta oceânica ou material manto empurrando para crusta continental implementada durante a convergência das placas litosféricas). No entanto, a distribuição temporal dessas cargas enterradas é, praticamente, desconhecida. O reconhecimento e o estudo de bacias de antepaís sem cinturas dobradas associadas levou certos geocientistas a pensar que "cargas enterradas" são responsáveis do mecanismo principal de criação e preservação de bacias de antepaís. A conjectura geológica avançada à priori pode se formulada da seguinte maneira: "Se uma cintura de montanhas dobradas for exposta aos agentes erosivos e se ela for responsável pelo carregamento de bacias de antepaís, o carregamento desaparece à medida que a erosão ocorre. As bacias de antepaís serão, parcialmente, erodidas devido ao levantamento induzido pela diminuição da carga tectónica (peso dos cavalgamentos). Inversamente, as cargas enterradas são protegidas da erosão e, consequentemente, sobreviverão por muito tempo dentro da crusta continental".

Subsidência Tectónica.......................................................................................................................................................Tectonic Subsidence

Subsidence tectonique/ Subsidencia tectónica / Tektonischer Subsidenz / 构造沉降 / Тектоническое оседание / Subsidenza tettonica /

É a subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência por Flexura »

A subsidência tectónica, também chamada subsidência controlada, é diferente da subsidência criada pelos efeitos isostáticos associados ao carregamentos dos sedimentos e da coluna de água. Ela corresponde a subsidência total diminuída do efeito da compensação isostática * e aumentada do efeito da compactação (a compactação química engloba a dissolução de minerais sob pressão e a compactação mecânica engloba processos físicos, como mudança no empacotamento intergranular e a deformação ou quebra de grãos individuais). A subsidência tectónica é controlada pelos esforços tectónicos que afectam a maneira como a litosfera flutua sobre a astenosfera. Os três mecanismos principais, que afectam o balanço isostático entre a litosfera e a astenosfera (camada terrestre, mais ou menos dúctil, que forma a zona superior do manto terrestre, limitada entre, aproximadamente, 30 / 130 km e cerca da 670 Km de profundidade, rica em silicatos de ferro e de magnésio), os quais controlam a subsidência tectónica são: (i) Estiramento (alongamento ou alargamento) ; (ii) Arrefecimento e (iii) Carregamento. O estiramento da litosfera continental resulta, muitas vezes, da substituição da litosfera continental pouco densa pela astenosfera mais densa, o que quer dizer, que uma litosfera continental estirada e adelgaçada afunda-se criando uma subsidência tectónica (bacias de tipo rifte, bacias internas ao arco, bacias cratónica, etc.). O arrefecimento está associado com o estiramento. Durante o estiramento, a litosfera continental (camada sólida mais externa da Terra que é formada pela crusta terrestre e pela parte superior do manto) aquece-se, torna-se menos densa e tende a levantar-se devido à diminuição da temperatura (o efeito final numa litosfera estirada e aquecida pode ser quer um levantamento, quer uma subsidência). O arrefecimento diminui de maneira exponencial com o tempo. O arrefecimento (resfriamento) pode produzir uma subsidência significativa vários milhões de anos depois do arrefecimento ter começado. A subsidência por arrefecimento é, sobretudo, importante nas margens continentais divergentes e nas bacias cratónicas. Um carregamento tectónico pode, também, produzir uma subsidência significativa. Por exemplo, o carregamento tectónico nos prismas de acreção ou nos arcos sedimentares (prismas sedimentares, localizados na placa cavalgante, que acumulam os sedimentos, detritos rochosos resultante da erosão, da precipitação química a partir de oceanos, vales ou rios ou biológica, depositados em camadas de partículas soltas, quando diminui a energia do fluido que os transporta) transportados pela placa litosférica mergulhante, bacias de antepaís e cadeias de montanhas (cavalgamentos muito frequentes) obriga a litosfera continental a afundar-se. Contudo, como a litosfera responde de uma maneira flexural ao carregamento, a subsidência ocorre não só debaixo do carregamento, mas numa região muito mais larga à volta do carregamento. Um alongamento ou estiramento da litosfera, caracterizado por determinado factor B de alongamento (comprimento de deformação que determina a quantidade de litosfera que pode ser, verticalmente, adelgaçada durante a extensão), cria uma compensação isostática. Esta compensação isostática produz um levantamento do manto da astenosfera (anomalia térmica que se traduz por uma subida das isotérmicas). Desde que a anomalia térmica de baixo da litosfera adelgaçada começa a arrefecer, o aumento na densidade empurra a litosfera para baixo, causando outro episódio de subsidência (subsidência térmica). Esta segunda subsidência ocorre exponencialmente e muito mais lentamente do que a rápida subsidência inicial (subsidência diferencial), uma vez que ela tenta manter o equilíbrio isostático enquanto a astenosfera submersa esfria. O alongamento da litosfera cessa à medida desde que começa o afundamento térmico. Este modelo proposto por Dan P. Mckenzie (1978) explica a extensão da litosfera que cria as bacias alongadas por falhas normais (bacias de tipo rifte) que, mais tarde, são fossilizada por sedimentos de bacias induzida pela subsidência térmica.

(*) Desde há mais de dois séculos que os geocientistas avançaram a hipótese as linhas de costa, em várias áreas, tinham mudado ao longo do tempo geológico. Em Geologia, utiliza-se o termo isostasia para designar o estado de equilíbrio gravitacional, e as suas alterações entre a litosfera e a astenosfera da Terra. Duas grandes teorias propostas, por J. Pratt e G. Airy, explicaram às as compensações que ocorrem em profundidade dos relevos superficiais em função do seu peso (densidade). Segundo Pratt, as montanhas correspondiam a zonas onde a litosfera teria dilatado e, portanto, quanto maior fosse a montanha, maior seria a dilatação e menor seria a densidade e, por isso, Assim, em profundidade, existiria uma superfície de compensação onde o valor da gravidade seria homogéneo (esta hipótese foi abandonada). Segundo Airy, as montanhas correspondiam a elevações de massas rochosas com densidade constante (d=2,67) e, portanto, quanto mais elevada fosse a montanha, maior seria a sua penetração em profundidade na astenosfera (d > 3,3) e, por isso, as diferentes elevações na superfície terrestre seriam compensadas por diferentes penetrações em profundidade, pressupondo a existência de uma superfície de compensação. A hipótese de Airy é, actualmente, a mais aceite uma vez que ela permite explicar a variação da espessura da litosfera, a qual anos Himalaias, atinge cerca de 70 km nos Himalaias, enquanto que sob os anos ela, raramente ultrapassa 10 km nos oceanos.

Subsidência Total........................................................................................................................................................................................Total Subsidence

Subsidence totale / Subsidencia total / Insgesamt Subsidenz / 总沉降 / Полное оседание / Subsidenza totale /

Quantidade total de afundamento da superfície de deposição inicial. Nas bacias sedimentares induzidas pela tectónica e compensadas pela isostasia, a carga sedimentar provoca uma subsidência adicional que, por sua vez, cria mais espaço para uma carga sedimentar adicional.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Compensatória »

A grande maioria dos geocientistas diferencia a subsidência total da subsidência tectónica. A subsidência total é marcada pelo afundamento total do substrato de uma bacia, cuja velocidade determina a taxa da subsidência. A subsidência total corresponde a soma da subsidência tectónica mais a subsidência induzida pelo carregamento sedimentar, mais a altura de água e mais o valor da compactação (química, que engloba a dissolução de minerais sob pressão e mecânica, que engloba processos físicos, como mudança no empacotamento intergranular e deformação ou quebra de grãos individuais). A subsidência tectónica, que é criada, fundamentalmente, por mecanismos tectónicos (estiramento, arrefecimento e carregamento) é uma das componentes da subsidência total. Ela é igual à subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação. Como ilustrado nesta figura para interpretar os processos tectónicos associados com a formação de uma bacia sedimentar, o conhecimento da subsidência total (espessura dos sedimentos mais a coluna de água) é o ponto de partida. É necessário não esquecer que os sedimentos (detritos rochosos resultante da erosão, da precipitação química a partir de oceanos, vales ou rios ou biológica, depositados em camadas de partículas soltas quando diminui a energia do fluido que os transporta) se compactam em profundidade e que, assim, é necessário determinar a espessura original dos sedimentos, assumindo que ela foi só induzida por uma mudança da porosidade e não por metamorfismo, diagénese, cimentação ou dissolução. Para determinar a contribuição da tectónica na subsidência, é necessário subtrair da subsidência total a influência da carga sedimentar. É o que certos geocientistas chamam "back stripping” (técnica utilizada para calcular a profundidade que teria o soco na ausência da carga dos sedimentos e da água, a qual fornece um valor do vector tectónico responsável pela formação da bacia). No diagrama da direita está ilustrada a influência da compactação na espessura da coluna sedimentar durante o tempo (t1 - t4), em duas regiões diferentes, nas quais os sedimentos se compactaram durante deposições sucessivas. Na região A, os sedimentos estão compactados. Actualmente (t4), a espessura dos intervalos sedimentares nas duas áreas é igual. Todavia, a espessura dos intervalos chegou a t4 por histórias diferentes (sedimentação e subsidência). Na região B, a taxa de sedimentação foi constante e nenhum intervalo se compactou. Na região A, a taxa de sedimentação variou (diminuiu com o tempo). A mesma espessura de todos os intervalos em t4 é a consequência da compactação, que balanceou as variações da taxa de sedimentação que ocorreram na região. No cálculo da taxa de sedimentação não esqueça de entrar em linha de conta com a completude sedimentar: “As sequências sedimentares registam a passagem do tempo geológico como um conjunto de alternâncias de depósitos e lacunas sedimentares ; a proporção desses dois componentes define a completude estratigráfica*. Na realidade, a principal consequência dos processos de sedimentação é a variação de espessura dos sedimentos acumulados com o tempo. Sempre que a variação de espessura ao longo de um período de tempo é positiva, resta um registro da existência de um sistema de sedimentação, isto é uma seção estratigráfica. Todavia uma tal secção pode ser observada de várias maneira função dos conhecimentos e das expectativas do geocientistas. Para uns, o problema que essa seção estratigráfica pões é a determinação da correspondência detalhada entre a espessura e o tempo, quer isto dizer, saber qual é a sua completude (relação entre o tempo real de deposição e tempo geológico total) para outros, o problema que essa secção estratigráfica levanta é determinação da natureza do sistema de sedimentação e determinação dos seus parâmetros de controlo. Se o tempo entre duas discordâncias consecutivas é de 10 My e o tempo real de deposição é 1 My, a completude ou integralidade sedimentar é de 0,1. Nos sistemas turbidíticos, a integralidade dos depósitos é muito pequena, mas a preservação é grande. O tempo de deposição de um lóbulo turbidítico profundo (cones submarino de bacia) é, praticamente, instantâneo (em termos geológicos), enquanto que o tempo entre dois lóbulos consecutivos, durante o qual, praticamente, nada se passa (ao ponto de vista da deposição), pode ser de milhares de anos ou mais.

(*) Peter M. Sadler, 1981- Sediment Accumulation Rates and the Completeness of Stratigraphic Sections. The Journal of Geology, Vol. 89, No. 5 (Sep., 1981), pp. 569-584.

Sucessão (meandros).................................................................................................................................................................................................................Succession

Succession / Sucesión (meandros) / Nachfolge / 继承 / Последовательность; разрез (осадков) / Successione /

Processo, pelo qual o que era uma vez um rio se transformará um dia numa floresta. Com o tempo, o arco do meandro (laço) alarga-se, continuamente, até que a garganta (ou nó) do meandro desapareça completamente. Eventualmente, o arco do meandro isola-se do trajecto do rio criando um canal abandonado, que quando com água forma um lago muito típico, quer isto dizer, com a forma de uma ferradura. Uma vez que a água deixa de se escoar no antigo leito do rio, forma-se um lago, onde os sedimentos finos e orgânicos se depositam, in situ, por decantação. Mais tarde, todo este conjunto pode transformar-se numa zona pantanosa, que, muitas vezes, evolui em um prado onde as árvores se enraízam facilmente.

Ver: « Canal abandonado »

Sulco Pré-litoral (caneiro)................................................................................................................................................................Foreshorerunnel

Sillon d'avant-côte / Depresión prelitoral / Strandrinnen / 抑郁症的临滨 / Береговой спуск / Depressione della spiaggia sottomarina /

Depressão na praia-média ou praia propriamente dita induzida pela interacção das ondas e marés e cuja topografia é submersa ou subaéria função do ciclo de maré.

Ver: « Carso Litoral »
&
« Erosão »
&
« Nível de Acção das Vagas »

O litoral é a designação dada à faixa do continente que está em contacto com o mar, ou a fenómenos característicos dessa área. Alguns geocientistas restringem o litoral à faixa entremarés, outros estendem-no para o interior, por um espaço cujos limites nem sempre são fáceis de definir, e para o largo pela linha de rebentação das ondas, Com base na distribuição das biocenoses litorais (conjunto dos seres vivos que coexistem num espaço definido chamado biótipo) e em função dos tempos de emersão, o espaço litoral divide-se em faixas ou andares, paralelos à linha de costa: (i) Andar supralitoral, que compreende o espaço atingido directamente pela salsugem, acima do nível das preiamares vivas, e que é sempre emerso ; (ii) Andar mesolitoral, que corresponde à faixa entremarés e (iii) Andar infralitoral, que é localizado abaixo do nível das baixamares vivas, e que é sempre imerso. Na praia-baixa (também chamada terraço da maré baixa) existem ondulações de fraca amplitude (3-15 centímetros), mais ou menos lineares e paralelas entre si e à linha de rebentaçnao. Estas ondulações, que são chamadas ondulações da praia podem ser simétricas ou dissimétricas, são criadas pelo escoamento turbulento das correntes de ressaca (em particular pelo escoamento da corrente de refluxo). É a cava destas ondulações que certos autores chamam sulcos litorais. Em geral, no limite externo da praia-baixa, isto é, na pré-praia debaixo do nível de baixamar viva, formam-se por vezes ondulações de maior amplitude, que podem atingir mais ou menos um metro. As cristas destas ondulações da pré-praia são as cristas prélitorais en quanto que os sulcos os sulcos pré-litorais, que alguns autores chamam caneiros. A maior parte dos geocientistas anglo-saxões na faz distinção entre a praia-média e a praia-baixa. Eles consideram unicamente o "foreshore" que é equivalente ao "bas de plage" (entre "arrière plage" e "avante-côte") dos geocientistas franceses e que corresponde ao conjunto da praia-média e da praia baixa de certos geocientistas portugueses. Contudo, alguns geocientistas portugueses, como, por exemplo Soares de Carvalho, também englobam a praia-baixa e a praia média numa única unidade chamada praia propriamente dita. Os sulcos prelitorais formam-se na parte da praia que está sempre submersa e que estende para o largo a partir do limite das marés mais baixas e que corresponde a faixa ou zona de rebentação. A rebentação das ondas modela o fundo do mar formando cristas (11) e sulcos (12), como as ilustrado neste esquema. Estas estruturas não se devem confundir com as ondulações que se formam na praia-baixa, que corresponde à parte inferior do espraiado (espaço limitado pela baixamar, em águas mortas e em águas vivas). As ondulações da praia-baixa são devidas ao escoamento turbulento das correntes da ressaca e, em particular, da corrente de refluxo (corrente que se dirige para o mar segundo o declive do fundo), enquanto que as ondulações da pré-praia, que são muito maiores, são criadas pela rebentação das ondas. Por outro lado, quando a superfície da praia-média é atingida pelas ondas (durante os períodos de preiamar viva), ela é modelada em socalcos chamados degraus da praia (3), os quais são formados por um patamar ou berma da praia (5) e um abrupto (7). A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau chama-se a crista da berma (6). A crista da berma mais alta é a crista da praia-alta (4). Os degraus da praia (praia-média) têm, em geral dimensões inferiores a resolução sísmica das linhas sísmicas convencionais. Contudo, nas linhas sísmicas de alta resolução, onde estas estruturas podem ser visíveis, elas não devem ser interpretadas como retrogradações da ruptura da superfície de deposição costeira. Na realidade, durante um episódio transgressivo, a cada subida relativa do nível do mar, a ruptura da superfície de deposição costeira é deslocada para montante (em função da morfologia da discordância inferior do ciclo-sequência associado) afastando-se cada vez mais do rebordo da bacia, isto é, aumentando, cada vez, mais a extensão da plataforma continental e a lâmina de água. Assim, pode dizer-se que a retrogradação da ruptura da superfície de deposição costeira é induzida por uma subida relativa do nível do mar, enquanto que a formação das bermas da praia-média são induzidas pela acção erosiva das vagas, sobretudo durante os períodos de preiamar viva. Dentro dos paraciclos-sequência retrogradantes, que formam o cortejo transgressivo, os sedimentos progradam para o mar.

Superciclo Eustático.................................................................................................................................................................Eustatic Supercycle

Supercycle eustatique / Superciclo eustático / Eustatische Superzyklus / 海平面超级周期 / Эвстатический суперцикл / Eustatico superciclo /

Antigo nome dado a um ciclo eustático de 2^a ordem (tempo de duração entre 3/5 e 50 My), o qual é induzido por um conjunto de ciclos eustáticos de 3^a ordem (geralmente, 5 a 7 ciclos de 3^a ordem formam um ciclo de 2^a ordem). O termo superciclo eustático, assim como o de megaciclo eustático, foram substituídos por ciclo eustático de 2^a e 1^a ordem.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Antes de mais, não esqueça que na estratigrafia sequencial, o nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento do fundo do mar). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). Na curva das variações do nível do mar relativo proposta pela EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), que está esquematizada nesta figura, podem ser considerar-se cinco ordens de ciclos eustáticos: (i) Ciclos Eustáticos de 1^a ordem (antigos megaciclos de Exxon), que tem um tempo de duração superior a 50 My (geralmente entre 250 e 350 My) e que são induzidos pela ruptura dos supercontinentes ; (ii) Ciclos Eustáticos de 2^a ordem (antigos superciclos de Exxon), que têm um tempo de duração entre 3/5 My e 50 My e que são, provavelmente, induzidos por variações da velocidade da subsidência tectónica (estiramento, arrefecimento e carregamento tectónico) ; (iii) Ciclos Eustáticos de 3^a ordem, que têm um tempo de duração entre 0,5 e 3/5 My e que são, provavelmente, induzidos pela glacioeustasia e (iv) Ciclos Eustáticos de 4^a e 5^a ordem, também chamados ciclos de alta frequência, os quais parecem ser induzidos pelas variações climáticas criadas pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Todos estes ciclos eustáticos e, particularmente, os ciclos eustáticos de 3^a ordem, que induzem os tijolos ou blocos de construção da estratigrafia sequencial, isto é, os ciclos sequência, são formados por paraciclos eustáticos, isto é, por subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas). Entre dois paraciclos eustáticos consecutivos, como o seu nome sugere, não há nenhuma descida significativa do nível do mar relativo, mas um período de estabilidade do nível do mar relativo durante o qual ocorre a deposição dos sedimentos, uma vez que a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) aumentou. Assim, como esquematizado nesta figura, pode dizer-se que as rochas que formam o eonotema Fanerozóico, depositaram-se em associação com dois ciclos eustáticos de 1^a ordem. O primeiro ciclo eustático de 1^a ordem induziu o depósito das rochas do eratema Paleozóico, que parece ter sido induzido pela ruptura do supercontinente Protopangeia (Rodínia) e subsequente deriva / colisão dos continentes, o que fez variar o volume das bacias oceânicas e assim o nível do mar absoluto ou eustático (assumindo que a quantidade de água sob todas as sua formas é constante desde a formação da Terra, há, mais ou menos, 4,5 Ga). O segundo ciclo eustático de 1^a ordem foi induzido pela ruptura do supercontinente Pangeia e deriva e colisão dos continentes assim individualizados. Este ciclo eustático permitiu o depósito das rochas dos eratemas Mesozóico e Cenozóico. Naturalmente, cada um deste ciclos eustáticos, por definição, tem um pico máximo (máximo eustático, que separa a fase transgressiva da fase regressiva do ciclo estratigráfico de invasão continental associado). O ciclo eustático de 1^a ordem é composto por quatro (ou cinco) ciclos eustáticos de 2^a ordem, enquanto, que o segundo é composto por 8 ciclos eustáticos de 2^a ordem. Cada um destes ciclos, por definição, tem um pico máximo que pode ainda ser considerado eustático (global e não relativo), o que provavelmente não é o caso dos ciclos eustáticos de 3a ordem, nos quais as variações do nível do mar são relativas (combinação da eustasia e tectónica).

Supercontinente...................................................................................................................................................................................................Supercontinent

Supercontinent / Supercontinente / Superkontinent / 超大陆 / Суперконтинент / Supercontinente /

Massa de terra ou corpo geológico que contém mais de um núcleo continental ou cratão. Os continentes resultantes da ruptura do supercontinente Pré-Câmbrico (Protopangeia ou Rodínia) agregaram-se, mais tarde, para formar o supercontinente Pangeia no fim do Paleozóico.

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

Os geocientistas que se ocupam da paleogeografia utilizam os termos supercontinente e pequeno supercontinente para designar um corpo geológico uniforme que engloba todos e continentes conhecidos actualmente, isto é, os e continentes actuais, que se encontraram, por vezes, aglutinados numa ou em poucas placas litosféricas. Assim, diz-se que o supercontinente Pangeia era formado pelo pequeno supercontinente Laurasia, ao Norte, e pelo pequeno supercontinente Gondwana ao Sul, cada um dos quais era constituído por vários continentes, como o Laurência (no pequeno supercontinente Laurasia) e Austrália (no pequeno supercontinente Gondwana). O primeiro supercontinente que os geocientistas conseguiam reconstituir é conhecido como o supercontinente Vaalbara, que se formou a partir de protocontinentes e que se aglutinou cerca de 3,8 Ga e se partiu-se, mais tarde, cerca de 2,8 Ma. O supercontinente Kenorland formou-se cerca de 2,7 Ma e fracturou-se cerca de 2,5 Ga em diferentes continentes chamados: (i) Laurência ; (ii) Báltica ; (iii) Austrália e (iv) Kalahari. O supercontinente Columbia formou-se e partiu-se durante um período que varia entre 1,8 e 1,5 Ga. O supercontinente Rodínia ou Protopangeia, ilustrado nesta figura, fracturou-se há cerca de 750 Ma. Um dos fragmentos do Protopangeia incluía grandes partes dos continentes situados agora no hemisfério Sul. A tectónica das placas agregou, outra vez, os fragmentos dos continentes individualizados durante a ruptura da Rodínia para formar o supercontinente Pangeia, no fim da era Paleozóica. Estudos geológicos recentes sugerem que os supercontinentes se formam em ciclos (fracturação, dispersão e aglutinação), cuja duração varia, segundo os geocientistas, mais ou menos, de 250 My a 450 My. Assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante, desde a formação da Terra há cerca de 4,5 Ga, pode dizer-se que durante a fracturação e dispersão dos continentes (diminuição do volume das bacias oceânicas), o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) sobe e que ele desce durante a aglutinação dos continentes (aumento do volume das bacias oceânicas). O supercontinente Rodínia, ilustrado nesta figura, formou-se cerca de de 1,1 Ga. O tamanho e configuração do Rodínia são muito especulativos. O continente América do Norte parece ter formado o núcleo da Rodínia. A parte Este da América do Norte era adjacente à parte Oeste da América do Sul e ela estava junto da Austrália e Antárctica. Certos geocientistas propõem a seguinte lista cronológica de supercontinentes, que cobriram uma quantidade considerável (geralmente entre um quarto e metade) da área de Terra: 1) Vaalbara (cerca de 3,8 Ga) ; 2) Ur ( cerca de 3,0 Ga) ; 3) Kenorland (cerca de 2,7 Ga) ; 4) Nena (cerca de 1,8 Ga) ; 5) Columbia (cerca de 1,8 Ga) ; 6) Atlântica (cerca de 1,8 Ga) ; 7) Rodínia (cerca de 1,1 Ga) ; 8) Panótia (cerca de 600 Ma) ; 9) Euramerica (cerca de 400 Ma) ; 10) Pangeia (cerca de 300 Ma) ; 11) Gondwana (cerca de 200 Ma) ; 12) Laurasia (cerca de 200 Ma). Certos geocientista, consideram que a litosfera, actualmente, é formada pelo pequenos supercontinente Eurafrásia e pelo pequeno supercontinente Américas e que no futuro haverá o supercontinente Aurica (*), dentro de 300 milhões de anos, em resultado do fecho dos oceanos Atlântico e Pacífico. Para muitos geocientistas, história da Terra pode ser vista como uma série de formações e fracturações de supercontinentes. Tais ciclos de supercontinentes ou ciclos de Wilson (abertura e fecho das bacias oceânicas devido à tectónica de placas) influenciaram, provavelmente, o registro das rochas mais do que qualquer outro fenómeno geológico. Embora a episodicidade nos processos tectónicos tenha sido reconhecida muito antes da tectónica de placas que dá uma explicação da sua ocorrência difícil de refutar, o reconhecimento dos ciclos de supercontinentes é, relativamente, recente (o ciclo de um supercontinente foi proposto pela primeira vez há menos de 50 anos). Os ciclos dos supercontinentes explicam, facilmente, os ciclos de transgressão / regressão de 1^a ordem: (1) O nível do mar absoluto ou eustático é mais alto, quando o alastramento oceânico é predominante (o volume das bacia oceânicas diminui devido à formação e volume das rides oceânicas) ; (2) O nível do mar absoluto ou eustático é mais baixo, quando os continentes se agregam para formar um supercontinente (o volume das bacias é máximo, uma vez que o volume das rides oceânicas é mínimo). Os ciclos transgressão sedimentar / regressão sedimentar de ordem superior, isto é de segunda e terceira ordem implicam factores geológicos outros que a variação do volume das bacias oceânicas.

(*) http://www.techitt.com/300-milhoes-anos-os-oceanos-fechar-ao-um-supercontinente-surgira/

Superfície de Base de Deposição..........................................................................................Depositional Base Level

Niveau de base de dépôt / Nivel de base Deposicional / Ablagerungsbasisniveau / 沉积基准面 / Осадочный базис эрозии / Livello di base deposizionale /

Superfície na qual os sedimentos se depositam ou são erodidos. É uma superfície dinâmica controlada pela erosão, deposição, tectónica e eustasia.

Ver: « Deposição (clásticos) »
&
« Fundo do Mar »
&
« Nível de Acção das Vagas »

Uma superfície de base de deposição ou nível de base (ou nível de base de erosão) é considerada como equivalente do nível do mar relativo*, mas, em certos casos, ela pode ser considerada como a superfície da água de um lago ou uma superfície de equilíbrio de um sistema fluviais. Por outras palavras, a superfície de base de deposição ou simplesmente superfície de deposição como dizem certos geocientistas, é controlada pela combinação dos movimentos eustáticos /variações do nível do mar absoluto ou eustático) e tectónicos (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é de encurtamento). De maneira, mais prática, pode dizer-se nível de base ou nível de base de erosão é a linha altimétrica abaixo da qual um rio não consegue mais erodir, predominando pois a deposição. O nível de base pode ser dado em relação ao mar aberto, no caso de rios que ai desaguam ou em relação a lago. O nível de base muda conjuntamente com o nível do mar relativo: (i) Uma ingressão marinha sobe o nível de base ; (ii) Uma regressão marinha desce o nível de base. No primeiro caso a área de deposição aumenta, enquanto que no segundo, é a área sujeita à erosão, que aumenta. Nas plataformas continentais siliciclásticas, é o nível de base de deposição, que determina o perfil de equilíbrio, o que representa um compromisso entre o acarreio sedimentar e o movimento da água (ondulação, marés, correntes litorais, etc.). Todavia, Posamentier e Vail (1988) conjecturam que : (i) A deposição deltaica ocorre quando uma curso de água encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente ; (ii) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar mais do que por exumação ; (iii) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira, durante a progradação da linha da costa, fazem parte do "prisma costeiro", o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (iv) O prisma costeiro, que tem a forma de cunha, prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (v) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía ; (vi) A linha de baía pode deslocar-se rio acima, quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação ; (vii) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (viii) A montante da linha da baía, as variações do nível do mar relativo não têm nenhuma influência nos sistemas de deposição. Todavia, certos geocientistas, como, por exemplo A. D. Miall (Universidade de Toronto) consideram que a deposição deltaica ocorre na desembocadura de um curso de água, o que quer dizer que na cabeça ou ápice dos deltas, e não na linha de baía, como admitido por Posamentier e Vail. Por conseguinte, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, deve sempre dizer-se 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, o perfil de equilíbrio de uma plataforma é uma superfície de equilíbrio dinâmico, um pouco diferente do antigo conceito de perfil de equilíbrio marinho, no qual a acção das ondas é o parâmetro principal. Num ambiente dominado por clásticos, o sistema de dispersão da plataforma (ondas, marés, etc.) produz variações de textura e fácies, que deslocam o centro de deposição mais para jusante onde os processos gravitários são preponderantes. O resultado final do equilíbrio entre os sedimentos e o movimento da água numa plataforma, mas também num lago ou mesmo num rio, pode ser interpretado em termos de competência hidráulica (capacidade da água de transportar sedimentos em função da granulometria) e não em termos de quantidade. A capacidade hidráulica pode ser medida pelo diâmetro das partículas mais grandes que a água transporta. A energia da água depende da energia das ondas, tempestades, marés e das correntes por elas induzidas, e os mecanismos de dispersão dependem da natureza episódica do transporte basal através da plataforma durante curtos períodos de movimento intenso seguidos por longos períodos de calma.

(*) O nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Superfície de Base das Progradações..............................................................................................Downlap Surface

Surface de base des progradations / Superficie de base de progradaciones / Grundfläche progradations / 下超面 / Поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations /

Superfície associada a uma secção estratigráfica condensada. Uma superfície da base das progradações pode limitar diferentes subgrupos ou grupos de cortejos sedimentares. Rochas ricas em matéria orgânica, quer isto dizer, rochas-mãe potenciais depositam-se, por vezes, em associação com este tipo de superfície, que é definida por biséis de progradação.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície de Inundação Máxima »

Dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, que é caracterizado por um tempo de duração entre 0,5 e 3/5 My), quando o ciclo é completo, podem-se observar três superfícies da base das progradações que correspondem: (i) Á superfície de inundação máxima ; (ii) Ao limite superior dos cones submarinos da bacia e (iii) Ao limite superior dos cones submarinos do talude. A primeira destas superfícies marca o limite entre o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA), quer isto dizer, que ela separa os dois subgrupos de cortejos de nível alto do mar (CNA). A segunda superfície de base das progradações, separa os dois subgrupos inferiores do grupo de cortejos de cortejos de nível baixo (CNB), o que quer dizer, que ela enfatiza o limite entre os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos do talude (CST). A terceira superfície de base das progradações, que se localiza, como a segunda, igualmente, a jusante do rebordo da bacia ( que neste caso, é o último rebordo da bacia do ciclo sequência precedente), marca o limite entre os cones submarinos da de talude (CST) e prisma de nível baixo (PNB). Por definição, estas superfícies separam intervalos os sedimentares agradante (por vezes mesmo retrogradantes) de intervalos progradantes sobrejacentes. Nesta figura está ilustrado a interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Oeste da Austrália, o qual, geologicamente, corresponde a uma sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmicas regionais podem-se reconhecer, facilmente de baixo para cima as seguintes bacias sedimentares: (i) Um soco que, por vezes, localmente corresponde a uma cintura dobrada aplanada de idade Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte que alongaram a litosfera do supercontinente Gondwana antes da sua ruptura ; (iii) Uma margem continental divergente de idade Mesozóico/Cenozóico, que se depositou em associação com o ciclo eustático de 1^a ordem pós-Pangeia, e na qual se pode reconhecer um fase transgressiva agradante, na base (intervalo colorido em verde nesta tentativa de interpretação, e uma fase regressiva de geometria progradante, na parte superior (intervalo colorido em laranja). Estas duas fases sedimentares estão separadas pela superfície da base das progradações principais SBP. 91,5 Ma. Nesta tentativa de interpretação geológica, é fácil de ver que os sucessivos biséis de progradação criam uma superfície da base das progradações, a qual é caracterizada por um aumento do hiato (por sem deposição) em direcção do mar. As superfícies da bases das progradações desenvolvem-se durante períodos de nível alto e nível baixo do mar. As superfícies da base das progradações associadas com os ciclos eustáticos de 1^a ordem chamam-se superfícies da bases das progradações principais. No Fanerozóico existem duas superfícies da base das progradações principais, que separam as fases transgressivas e regressivas dos dois ciclos estratigráficos de invasão continental pós-Protopangeia e pós-Pangeia. Obviamente, nesta tentativa de interpretação, os intervalos agradante e progradante são os do segundo ciclo de invasão continental, isto é, do ciclo associado com a ruptura do supercontinente Pangeia (Mesozóico/Cenozóico). Podem considera-se, igualmente superfícies da base das progradações secundárias, quando esta se referem ao subciclos de invasão continental, depositados em associação com ciclos eustáticos de 2^a ordem, cujo tempo de duração varia entre 2/5 My e 50 My. Da mesma maneira, podem considerar-se superfícies da base das progradações terciárias, quando eles elas são definidas dentro de um ciclo sequência, quer isto dizer, associadas a um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 3/5 My e 0,5 My. Na estratigrafia sequencial, em geral, as superfícies da base das progradações não são limites de sequência, embora em certos casos, possam coincidir com eles, como, por exemplo, quando as progradações do prisma de nível alto (PNA) terminam, directamente, na paraconformidade correlativa, em água profunda com o limite inferior do ciclo sequência associado (discordância). Todavia, na estratigrafia genética, a todos os níveis hierárquicos (ciclos eustáticos de 1^a, 2^a, ou 3^a ordem), as superfícies da base das progradações são sempre os limites entre os pacotes transgressivos e regressivos*.

(*) É preferível falar de pacotes transgressivos e regressivos, que descrevem uma morfologia retrogradante e uma morfologia progradante, em vez de transgressões e regressões que são termos genéticos associados a ordem de grandeza dos ciclos eustáticos. Por exemplo, quando se diz que uma transgressão está associada a uma subida do nível do mar e uma regressão a uma descida, isto só é verdadeiro ao nível dos ciclos eustático de 1^a ordem, uma vez que é o nível do mar absoluto ou eustático que é tomada em linha de conta. Ao nível de um ciclo eustático de 3^a ordem, durante uma transgressão ou uma regressão, o nível do mar relativo está sempre a subir. No primeiro caso ele sobe em aceleração e no segundo em desaceleração.

Superfície de Base das Progradações Prinicipais.............................Major Downlap Surface

Surface de base des progradations principales / Superficie de base de progradaciones principales / Basisfläche der wichtigsten progradations / 主要下超面 / Основная поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations principali /

Superfície da base das progradações associada aos ciclos eustáticos de 1^a ordem ou, em termos de rochas, associada aos ciclos estratigráficos de invasão continental. A superfície basal de progradação SBP. 91,5 Ma (Cenomaniano/Turoniano) é a superfície da base das progradações principal do ciclo de invasão continental pós-Pangeia.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície de Inundação Máxima »

Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma uma linha sísmica, tirada numa região tectonicamente activa, ilustra o fecho do Mar de Tétis* (entre o NE do pequeno supercontinente Gondwana e SE do pequeno supercontinente da Laurasia, que substituiu o oceano Paleotétis, ou seja, antigo Mar de Tétis de E. Suess, isto é, o oceano do Paleozóico, entre o Gondwana, Europa Central, Ibéria, China e Ásia Central). Na parte inferior, reconhece-se a margem sul do pequeno supercontinente Eurasia (margem norte do Mar de Tétis) e, na parte superior, a margem norte do pequeno supercontinente Gondwana. A superfície da base das progradação principais, cuja idade é, mais ou menos, Cenomaniano /Turoniano, marca a superfície de inundação máxima do Cretácico (SIM 91,5 Ma) e é, claramente, definida como a interface entre uma geometria retrogradante (linhas cronostratigráficas, mais ou menos, paralelas, que definem um do intervalo sedimentar que, globalmente, se espessa, ligeiramente, para o continente) e uma geometria progradante (linhas cronostratigráficas sigmóides, por vezes oblíquas, que definem um do intervalo que se espessa para o mar) com uma polaridade Sul. A polaridade ou vergência Sul, deste intervalo progradante, indica que o rebordo continental dos diferentes ciclos sequência que o compõem se deslocam, globalmente, para o Sul, o que sugere, um continente localizado ao Norte (pequeno supercontinente Eurasia) e um oceano ao Sul (Mar de Tétis). As rochas-mãe marinhas potenciais, isto é, as rochas do Cretácico ricas em matéria orgânica (madura ou não) depositaram-se em associação com a superfície de inundação máxima (fossilizada pela superfície da base das progradações principais), cuja idade é Cenomaniano-Turoniano. A polaridade das progradações e a superfície da base das progradações da margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, sobrejacente à margem divergente sul da Eurasia, sugere um continente ao Sul (pequeno supercontinente Gondwana) e um oceano ao Norte (Mar de Tétis). Com o tempo, à medida que os pequenos continentes Eurasia e Gondwana se aproximavam um do outro, o Mar de Tétis tornou-se cada vez mais pequeno. Finalmente, o Mar de Tétis fechou-se, completamente, quando as duas margens (Norte do Gondwana e Sul da Eurasia) entraram em colisão, o que é sublinhado pela superfície de base das progradações que neste caso particular corresponde a uma discordância importante. Atenção ao termo colisão, aqui utilizado, uma vez que na tectónica das placas a energia cinética não joga nenhum papel importante, o que não é o caso numa colisão entre dois automóveis que traduz, sobretudo, uma mudança de energia cinética em energia de deformação. Rochas-mãe, provavelmente lacustres, depositaram-se na margem norte do Gondwana que hoje forma uma parte parte das montanhas do Cáucaso. Antes do Mar de Tétis existiu o Oceano Paleotétis, dentro do grande do golfo do supercontinente Pangeia, onde existiam vários microcontinentes. Há cerca de 300 milhões de anos, na parte Este deste golfo, individualizou-se um delgado arco na parte interior do braço sul do Pangeia. Atrás, ou seja, entre o pequeno supercontinente Gondwana e este novo microcontinente, que os geocientistas chamaram Cimméria (incluía o que é hoje a Austrália, Antártida, parte do continente Indiano e África-Arábia) começou a formar-se um novo oceano, que foi denominado, Mar de Tétis, mas que não tem nada a vez com o antigo Mar de Tétis do geocientistas austríaco Eduard Suess. O alastramento oceânico associado com este novo mar, forçou a Cimméria a deslocar-se para norte, isto é para a Laurasia, fechando pouco a pouco e o Oceano Paleotétis (antigo Mar de Tétis de E. Suess). Certos geocientistas consideram superfícies da base das progradações secundárias, quando referenciadas aos subciclos de invasão continental, que são induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem, cuja duração varia entre 3/5My e 50 My. Da mesma maneira, ao nível dos ciclos sequência, que são induzidos ou depositados em associação com ciclos eustáticos de 3a ordem (duração entre 0,5 e 3/5 My) pode falar-se de superfícies da base das progradações terciárias.

(*) O Mar de Tétis começou a formar-se no sul da Paleotétis desde que a placa Cimmeriana se individualizou (Pérmico / Triásico). A expansão do Mar de Tétis obrigou a placa Cimmeriana a entrar em colisão com a Laurasia, para, finalmente, o Mar Tétis substituir completamente o Paleotétis. Na mitologia grega, Tétis é a mãe de Aquiles e uma das filhas de Neree e Doris (irmã de rei de Scyros, Nicomède).

Superfície de Base das Progradações Secundárias........................Minor Downlap Surface

Surface de base des progradations secondaires / Superficie de base de progradaciones secundarias / Grundfläche von sekundären progradations / 小下超面 / Вторичная поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations secondarie /

Superfície da base das progradações associadas aos subciclos de invasão continental, ciclos sequência e paraciclos sequência. Rochas-mãe potenciais secundárias estão, por vezes, associadas com as superfícies de base das progradação secundárias (ou menores), como é, por exemplo, o caso das rochas argilosas do Kimmeridgiano na bacia de tipo rifte do Mar do Norte.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície da Base das Progradações »

Teoricamente, no Fanerozóico há duas superfícies da base das progradações principais, uma vez, que ele se depositou em associação com dois ciclos eustáticos de 1^a ordem (que tem um tempo de duração superior a 50 My, geralmente, entre 250 e 350 My e que são induzidos pela ruptura dos supercontinentes). A primeira está associada com pico eustático do Paleozóico (mais ou menos entre o Câmbrico e Silúrico função dos geocientistas) e a segunda com o pico eustático do Mesozóico/Cenozóico (SBP. 91,5 Ma). As superfícies da base das progradações secundárias estão associados aos ciclos eustáticos de 2^a ordem, cujo tempo de duração varia entre 3-5 My e 50 My. Da mesma maneira, ao nível hierárquico dos ciclos sequência, que são induzidos ou depositados em associação com ciclos eustáticos de 3^a ordem (duração entre 0,5 e 3/5 My) pode falar-se de superfícies da base das progradações terciárias. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma autotraço manual de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, os resultados estratigráficos e paleontológicos dos poços de pesquisa de petróleo sugerem que as idades, mais prováveis, das discordâncias que definem os diferentes paquetes sedimentares são SB. 21 Ma, SB. 30 Ma, SB. 36 Ma, SB 39,5 Ma (?), SB. 49,5 Ma e SB 55 Ma. Teoricamente, a idade de uma discordância é a idade da superfície de erosão criada pela descida do nível do mar relativo, que corresponde, mais ou menos, ao hiato mínimo entre os dois ciclos sequência que a discordância separa. A idade de um tal hiato pode ser determinada, de maneira aproximativa, determinando a idade, mais provável, dos cones submarinos de bacia CSB) associados com a descida do nível do mar relativo. Na prática esta determinação pode ser feita datando os argilitos pelágicos depositados entre os cones submarinos de bacia (camada E na terminologia de Bouma de uma camada turbidítica). As superfícies de erosão que sublinham estas discordâncias foram induzidas pela descidas do nível do mar relativo que delimitam os ciclos eustáticos de 2^a ordem (duração entre 3-5 / 50 My), e que foram provavelmente, induzidos pela acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático* e das variações da velocidade da subsidência tectónica (estiramento, arrefecimento e carregamento tectónico). Os intervalos considerados, nesta tentativa de interpretação, não correspondem a ciclos-sequência mas, provavelmente, a subciclos de invasão continental. Dentro destes pacotes sedimentares, reconhecem-se episódios transgressivos e regressivos. No autotraço ilustrado na parte esquerda desta figura apenas as linhas cronostratigráficas mais evidentes foram desenhadas. À direita, está esboçada uma tentativa de interpretação sequencial em subciclos de invasão continental (ciclos estratigráficos), na qual a maior parte das terminações dos reflectores (biséis de agradação, biséis de progradação e biséis somitais), que definem as principais superfícies sísmicas estão mapeadas. Os intervalos coloridos em violetas claro representam os intervalos depositados em condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo que o rebordo da bacia). Os intervalos coloridos em verde representam os intervalos transgressivos, formados por uma sucessão, mais ou menos, vertical de regressões sedimentares cada vez mais pequenas, induzidas por ingressões marinhas cada vez mais importantes (em aceleração, que colectivamente têm uma geometria retrogradante. Os intervalos coloridos em laranja são intervalos regressivos que se depositaram, durante condições geológicas de nível alto do mar, e que são constituídos por uma sucessão, mais ou menos vertical, de regressões sedimentares cada vez mais importantes, induzidas por ingressões marinhas cada vez mais pequenas (em desaceleração) o que, colectivamente, cria uma geometria progradante. As superfícies da base das progradações secundárias são, facilmente, reconhecidas entre os intervalos regressivos e transgressivos. Rochas-mãe potenciais secundárias encontram-se, por vezes, associadas com estas superfícies da base das progradações, que são induzidas por ciclos eustáticos de 2^a ordem. Por definição, a diferença de idade entre as duas discordâncias que limitam um subciclo de invasão continental varia entre 3/5 My e 50 My, assim com a diferença de idade entre a discordância superior e inferior, que limitam um ciclo sequência, não pode ser maior que 3/5 milhões de anos.

(*) Nível do mar absoluto ou eustático, 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 a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia ; (ii) Glacioeustasia, ; (iii) Geoidaleustasia e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos.

Superfície Clinoforma.............................................................................................................................................................Clinoform Surface

Surface clinoforme / Superfície clinoforma / Oberfläche clinoforme / 斜坡沉积表面 / Клиновидная поверхность / Superficie clinoforme /

Superfície de depósito inclinada par o mar. Esta expressão aplica-se às superfícies de deposição progradantes a jusante do rebordo da bacia, isto é, aos intervalos regressivos. Num ciclo sequência, o intervalo transgressivo é sempre localizado a montante do rebordo da bacia e, globalmente, ele é retrogradante. Os sedimentos depositados entre cada subida do nível do mar relativo, isto é, entre cada ingressão marinha, têm um geometria progradante. Uma sucessão vertical de ingressões marinhas cada vez maiores e as regressões sedimentares associadas que, progressivamente, são cada vez menos importantes formam, colectivamente, o que os geocientistas denominam ou devem denominar transgressões sedimentares.

Ver: « Agradação »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Progradação »

Nesta fotografia, as superfícies clinoformas são, facilmente, reconhecidas pela geometria sigmóide. Com efeito, pode dizer-se, que estas superfícies são, geralmente, constituídas por dois ou três segmentos: (i) Um segmento inclinado, com vergência para o mar, que corresponde quase sempre a um talude continental; (ii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a montante do segmento inclinado e (iii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a jusante do segmento inclinado. Elas correspondem, a maior parte das vezes, a superfícies de deposição cronostratigráficas. Na realidade, função da escala, pode dizer-se que a geometria de uma superfície de deposição ou de uma linha cronostratigráfica é uma clinoforma, na qual a planície costeira / plataforma representa o segmento sub-horizontal superior, o talude continental representa o segmento inclinado e a planície abissal representa o segmento horizontal ou sub-horizontal inferior. O princípio de Walther que diz que em estratos conformes, as fácies (litologia e fauna associada), que se sucedem lateralmente se sucedem também verticalmente, é corroborado por uma acreção de clinoformas ou de superfícies de deposição. Se designarmos o segmento inclinado por B, o segmento horizontal a montante de B por A e o segmento horizontal a jusante de B por C. O princípio de Walther diz que, em continuidade de sedimentação, se lateralmente encontramos A, B, C, verticalmente encontraremos C, B, A. Isto quer dizer, que quando numa tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica, se reconhece um intervalo horizontal (deformações pós-deposicionais omitidas), ele pode ser A (planície costeira / plataforma) ou C (planície abissal). Para decidir se é A ou C, os geocientistas têm, simplesmente, de localizar o B coevo (talude continental). Se B é a montante, o intervalo será associado a uma planície abissal, caso contrário, ele será associado a uma planície costeira / plataforma. É por esta razão que o reconhecimento dos taludes continentais é fundamental. Raramente, um geocientista pode reconhecer, nas linha sísmicas regionais convencionais, progradações deltaicas, uma vez que Essas superfícies inclinadas, que correspondem a prodeltas, têm uma amplitude que ultrapassa, raramente, 50 metros de altura, que não é o caso dos taludes continentais, cuja amplitude é sempre superior a 200 metros. Um delta é o exemplo típico de um incremento genético de estratos, ao longo uma superfície clinoforma, na qual o segmento sub-horizontal superior corresponde aos siltitos de planície deltaica e areais de frente de delta (A), o segmento inclinado corresponde aos argilitos de prodelta (B) e o segmento sub-horizontal inferior corresponde aos argilitos e areia da base do prodelta (C). Assim, quando num edifício deltaico, que é a sobreposição, mais ou menos, progradante de vários deltas, se num poço de pesquiza, de cima para baixo (A), (B) e (C), lateralmente a (A) e para jusante deve encontrar-se (B) e (C). Da mesma maneira, lateralmente a (C), deve encontrar-se a montante (A) e a jusante (C). Actualmente, poucos geocientistas utilizam a expressão "superfície clinoforma" para designar as superfícies de deposição inclinadas para o mar dos sedimentos do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, uma vez que há uma tendência a esquecer que todos os intervalos sedimentares clásticos marinhos se depositam durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de um ingressão marinha à medida que a linha da costa se desloca para o mar. Lembremos, que o intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, tem uma geometria retrogradante, a qual, globalmente, traduz um deslocamento da linha da costa para o continente e que ele corresponde a uma sobreposição, mais ou menos, vertical de regressões sedimentares, cada vez menos importantes, induzidas por ingressões marinhas (subidas do nível do mar relativo) cada vez mais importantes, ou seja em aceleração. É a este conjunto de ingressões marinhas e regressões sedimentares, que colectivamente tem um geometria retrogradante, que os geocientistas chamam “transgressões”.

Superfície de Deposição............................................................................................................................................Depositional Surface

Surface de dépôt / Superficie de depositación / Abscheidungsoberfläche / 沉积表面 / Поверхность осадконакопления / Superficie di deposizione /

Superfície cronostratigráfica ao longo da qual os sedimentos se depositam. Ela pode ser subdividida em três segmentos: (i) Um segmento sub-horizontal superior, que permanece, mais ou menos, ao nível do mar; (ii) Um segmento inclinado que mergulha para jusante e (iii) Um segmento sub-horizontal a jusante do sector inclinado. Em certos casos, um ou os dois segmentos sub-horizontais podem não existir, o que requerer condições de deposição particulares. A grande maioria dos reflectores sísmicos têm um valor cronostratigráfico, ou seja, eles sublinham superfícies de deposição.

Ver: « Deposição (clásticos) »
&
« Lei de Walther »
&
« Nível de Base (de deposição) »

Estes autotraços de uma linha sísmica do offshore da Nova Zelândia (em baixo) e de uma linha sísmica do offshore du Uruguai), não obstante o levantamento isostático recente, pode dizer-se que quase todos os reflectores correspondem, grosseiramente, a superfícies de deposição cronostratigráficas. Com estes autotraços são de linhas sísmica em tempo, tome em linha de conta o artefacto sísmico induzido pelas variações abruptas da lâminas de água que têm tendência a rebaixar os reflectores subjacentes. Uma grande grande maioria das superfícies de deposição tem uma geometria sigmóide, na qual três segmentos podem ser reconhecidos: (i) Um segmento inclinado para o mar, o qual corresponde, a maior parte das vezes, a um talude continental (é raro reconhecer, nas linhas sísmicas, um talude deltaico tendo em linha de conta a espessura média de um delta e a resolução sísmica) ; (ii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito), a montante do segmento inclinado e (iii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a jusante do segmento inclinado. A ruptura de inclinação superior do segmento inclinado sublinha, quer o rebordo da bacia (quando a bacia tem uma plataforma continental), quer o rebordo continental (quando a bacia não tem plataforma continental). Teoricamente, ao longo de uma superfície de deposição (linha cronostratigráfica nas linhas sísmica) podem reconhecer-se várias rupturas de inclinação. Do continente para a parte profunda da bacia, podem observar-se: (i) Ruptura Aluvial ou Linha de Baía, a qual separa os depósitos aluviais, a montante dos depósitos da planície costeira ; (ii) Ruptura Costeira (corresponde, mais ou menos, à linha da costa), que separa os depósitos costeiros dos depósitos marinhos (esta ruptura pode coincidir com o rebordo da bacia quando a bacia não tem plataforma continental) dos depósitos do prisma costeiro ; (iii) Ruptura da Plataforma, que separa os sedimentos de água pouco profunda e os sedimentos do talude continental (pode coincidir ou não com o rebordo da bacia ou com o rebordo continental) e (iv) Ruptura da Base do Talude Continental, a qual marca, o limite dos depósitos turbidíticos e da planície abissal. O conceito de linha de baía, com o qual nem todos os geocientistas estão de acordo, foi introduzido por Posamentier e Vail (1988), que pensam que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente: (i) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (ii) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa formam o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (iii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (iv) 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 ; (v) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (vi) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm nenhuma influência nos sistemas de deposição. A excepção dos sedimentos continentais, cuja deposição é independente das variações do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica ou seja, subsidência ou levantamento do fundo do mar função do regime tectónico predominante), quase todos os outros depósitos requerem a criação ou um aumento do espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Isto quer dizer, que ao nível de um ciclo sequência, para se formar uma superfície de deposição, sobretudo a montante do rebordo continental, quer ele seja ou não o rebordo da bacia, tem que haver uma ingressão marinha, que desloca a linha da costa para o continente ao mesmo tempo que cria acomodação. A deposição ocorre, durante o período estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de uma ingressão marinha, à medida que a linha da costa se desloca para o continente. Por outras palavras, para que sedimentos se depositem sobre uma superfície de deposição, a linha da costa tem que se deslocar para o mar (depois de se ter deslocado, antes, para continente).

Superfície de Descontinuidade..........................................................................................................Discontinuity Surface

Surface de discontinuité / Superficie de discontinuidad / Unstetigkeitsfläche / 不连续表面 / Поверхность разрыва / Superficie di discontinuità /

Superfície de omissão que marca uma pausa (temporária) da deposição, isto é, caracterizada por tempo sem deposição. Convencionalmente, o hiato de uma superfície de descontinuidade (sensu strito) é não comensurável. Todavia, certos geocientistas consideram que uma superfície de descontinuidade (lato sensu) pode ter um hiato comensurável (como as discordâncias por exemplo).

Ver: « Discordância »
&
« Hiato »
&
« Superfície de Omissão »

Convencionalmente, as superfícies de descontinuidade com pouca ou nenhuma erosão associada não podem ser limites dos ciclos estratigráficos, particularmente, dos ciclos estratigráficos ditos ciclo sequência (induzido por ciclos eustáticos de 3^a ordem que têm uma duração entre 0,5 My e 3/5 My). Isto quer dizer, que elas não podem ser consideradas como discordâncias, uma vez que elas não são induzidas por uma descida significativa do nível do relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (limite a jusante da plataforma continental, se a bacia tiver uma plataforma). Quando a bacia, ao nível de um ciclo sequência, não tem plataforma continental, o rebordo continental é o último rebordo da bacia do ciclo-sequência precedente. Todavia, em condições de nível alto, se a bacia não tem plataforma (2^a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto), o rebordo da bacia é o rebordo continental (limite superior do talude continental). A superfícies de descontinuidade são, em geral, contemporâneas da sedimentação, como as que se formam entre o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA) de um ciclo-sequência. Elas podem também ser posteriores à deposição, como, as desarmonias tectónicas induzidas por um escoamento lateral ou vertical de um intervalo salífero. Sob o ponto de vista sedimentar, as mais interessantes, são as superfícies de descontinuidade contemporâneas da sedimentação, uma vez que elas caracterizam um hiato de sem depósito importante ou uma secção estratigráfica condensada, que traduz uma taxa de sedimentação muito pequena. De uma maneira geral, toda a superfície de descontinuidade, como as superfícies endurecidas ou os planos de estratificação com fósseis (restos de dinossauros, por exemplo) ou fracturas de dissecação são superfícies de omissão, como, a ilustrada nesta figura. É por isso que as rochas-mãe potenciais marinhas, quer isto dizer, as rochas marinhas ricas em matéria orgânica, são, quase sempre, associadas com superfícies deste tipo. Nas plataformas carbonatadas, tais superfícies marcam a transição entre as litologias de água pouco profunda para água muito profunda. Elas reflectem reacções do sistema sedimentar às rápidas e drásticas mudanças ambientais e registam os intervalos de tempo mais importantes da evolução das plataformas. Nas plataformas carbonatadas pouco profundas, o registo sedimentar representa, unicamente, uma pequena parte do tempo geológico e muitos dos intervalos sedimentares não se depositaram ou encontram-se, unicamente, sob a forma de intervalos retrabalhados. Tudo isto quer dizer, que é muito difícil estimar o intervalo de tempo associado a uma superfície de descontinuidade ou de omissão. Ele pode variar entre alguns dias e milhões de anos. Obviamente, estas superfícies de descontinuidade são relativas a camadas de rochas diferentes e não têm nada a ver com as descontinuidades encontradas no interior da Terra. Para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorovičić, quer com diferentes fácies (litologias) sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Isto quer dizer, que em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não-Conformes ou Não-Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13. wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Superfície Diacrónica.............................................................................................................................................................Diachronic Surface

Surface diachrone / Superficie diacrónica / Diachrone Oberfläche / 跨时表面 / Диахронная поверхность / Superficie diachronous /

Superfície sem valor cronostratigráfico. Uma superfície diacrónica é independente dos planos de estratificação (linhas tempo) aos quais ela é frequentemente oblíqua. Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, onde os reflectores são interpretados como linhas cronostratigráficas, o geocientista encarregado da interpretação não deve esquecer a presença, frequente, de superfícies diacrónicas como: (i) Contactos entre saturantes ; (ii) Permafroste ou Pergelissolo ; (iii) Horizontes ricos em hidratos ; (iv) Planos de falhas de baixo do ângulo; (v) Diques ígneos sub-horizontais ; (vi) Superfícies diagenéticas, etc.

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Cronostratigrafia »
&
« Superfície de Inundação Máxima »

Nesta figura estão representadas duas tentativas de interpretação geológica de dois autotraços de duas versões da mesma linha sísmica do sul dos Montes Urais. A tentativa da esquerda (sem correcção) não tem sentido geológico nenhum. Ela não resiste a um teste crítico (os sedimentos não podem encurtar-se como sugerido), embora a geometria dos reflectores seja, exactamente, a que se observa na linha sísmica. Mas uma linha sísmica é um perfil em tempo e não em profundidade. Provavelmente, em profundidade, a geometria dos reflectores, que são linhas cronostratigráficas, é diferente. É preciso não esquecer, que a região onde esta linha foi tirada é uma região de permafroste (ou pergelissolo, isto é, um terreno cuja temperatura permanece abaixo de 0 ° C durante mais de dois anos consecutivos, como cerca de 20% da superfície da Terra e que, muita vezes, é coberto por uma camada de terra gelada, chamada de "zona activa", que derrete no verão e permite o desenvolvimento de vegetação) com lagos de profundidade variável. Na direita (com correcção), a tentativa de interpretação é a de uma versão da mesma linha, na qual o efeito do permafroste foi corrigido. Nesta tentativa, os reflectores têm um sentido geológico e correspondem a linhas tempo não deformadas. Os sedimentos são sub-horizontais. Na tentativa de interpretação da esquerda, como dito acima, a geometria das linhas tempo não têm valor geológico. Elas enfatizam artefactos sísmicos induzidos pela variações laterais de velocidade das ondas sísmicas nos intervalos superiores afectados pelo permafroste. Isto quer dizer, que como uma linha sísmica é um perfil em tempo, o geocientista encarregado das tentativas de interpretação tem que ter muita atenção às variações laterais de velocidade. Pode acontecer que uma estrutura antiforma, nos dados sísmico corresponda, na realidade, isto é, geologicamente, a uma geometria sub-horizontal ou mesmo a uma estrutura sinforma. Exemplos deste tipo, ou seja, de falsas estruturas são muito frequentes na bacia Lusitânica (Portugal), assim como na maior parte das bacias com horizontes evaporíticos, as quais são produzidas pelas variações laterais e verticais da espessura do horizonte salífero (Hettangiano) ou mesmo pela seu desaparecimento total (sutura ou soldadura salífera) ou parcial. Na realidade, como a velocidade das ondas sísmicas nos horizontes evaporíticos é muito mais alta do que nos sedimentos greso-argilosos, uma variação lateral da espessura desses horizontes induz um levantamento (“pull-up” des geocientistas anglo-saxões) da base que, automaticamente, levanta, também, os horizontes subjacentes. Um tal levantamento é, simplesmente, um artefacto sísmico (parasita resultante do processamento) e nunca deve ser interpretado como o resultado de uma deformação tectónica sem que antes, uma tal interpretação tenha sido submetida e resistido a vários testes de refutação. A presença de superfícies diacrónicas é frequente em associação com: (i) Contactos entre saturantes ; (ii) Permafroste ou Pergelissolo ; (iii) Horizontes ricos em clatratos ; (iv) Planos de falhas de baixo do ângulo; (v) Diques ígneos sub-horizontais ; (vi) Superfícies diagenéticas, etc. Superfícies diacrónicas, oblíquas às linhas cronostratigráficas, encontram-se, por vezes, nas linhas sísmicas, em associação com acumulações de hidrocarbonetos. Da mesma maneira, nas linhas sísmicas dos offshore profundos, horizontes diacrónicos, que enfatizam o topo dos níveis com clatratos, mimetizam, por vezes, o fundo do mar como, ilustrado nesta figura pelo autotraço de uma linha sísmica no offshore NO da Colômbia. Efectivamente, nesta tentativa de interpretação um reflector sísmico diacrónico é, facilmente, reconhecido cerca de 0,5 segundos debaixo do fundo do mar. Este reflector, que simula de fundo do mar (BSR ou “Bottom Simulating Reflector”) é causado, principalmente, pelas bolhas de gás na base da zona de estabilidade de hidrato de gás (GHSZ), o que consequentemente não pode actuar como cobertura, uma vez que a porosidade é preenchida, a mais de 95%, por água. A zona de estabilidade de hidrato de gás ocorre em sedimentos oceânicos nas primeiras centenas de metros abaixo do fundo do mar. Nesta zona, qualquer metano de um material orgânico, incluindo qualquer exsudações proveniente de áreas mais profundas, é convertida em hidrato sólido, e é bloqueado nos sedimentos. A origem do metano é mal compreendida. Mesmo sua origem biogénica está sendo desafiada.

(*) Os clatratos de água são erroneamente conhecidos como hidratos, causando confusão com açúcares (carbohidratos). Os mais importantes são os hidratos de metano, que se encontram nos sedimentos perto do fundo dos oceanos e que certos geocientistas pensam que poderia ser usado como fonte de energia. Outros geocientistas pensam mesmo que os clatratos poderiam ser utilizados para facilitar o transporte de metano que é, actualmente, feito através de gasodutos ou liquefeitos a -182,5° C ou em alta pressão (200 bar).

Superfície Endurecida..................................................................................................................................................................................Hardground

Surface indurée / Superficie endurecida / Verhärtete Bereich / 硬结区 / Крепкая порода / Superficie indurita /

Intervalo sedimentar muito pouco espesso (centímetros) e no qual os sedimentos foram litificados e formam uma superfície encrostada que, frequentemente, é descolorida. Esta superfície implica uma pausa na sedimentação. Ela pode ser preservada quer como uma superfície de omissão (ambientes pouco profundos) quer como um limite de ciclo estratigráfico (ambientes profundos).

Ver: « Nível Endurecido »

Superfície de Estratificação................................................................................................................................................Stratal Surface

Surface de stratification / Superficie de estratificación / Stratifikation Oberfläche / 层面 / Пластовая поверхность / Superficie di stratificazione /

Superfície estratigráfica física que separa dois níveis sedimentares. As superfícies de estratificação englobam laminados, camadas ou outras unidades estratigráficas mais espessas. Elas representam períodos de sem depósito ou mudanças abruptas dos ambientes de deposição.

Ver: « Camada »
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Hiato »

Como ilustrado nesta fotografia, as camadas sedimentares são limitadas superior e inferiormente por superfícies ou planos de estratificação, as quais, em geral, são os elementos mais fáceis de identificar num afloramento. Elas são utilizadas para subdividir as rochas em camadas e para determinar a ordem e o tempo relativo da acumulação dos sedimentos que as formam. As características das superfícies ou planos de estratificação, quer elas sejam, mais ou menos, erodidas, cimentadas, perfuradas, ou bioturbadas são utilizadas na interpretação das rochas sedimentares. Certos geocientistas, na base, sobretudo de observações feitas em sedimentos fluviais, consideram que se podem considerar quatro grande tipos de superfícies de estratificação: (i) Concordante, isto é, sem erosão significativa (estratificação normal) ; (ii) Não Concordante, mas sem erosão significativa ; (iii) Concordante com Erosão e (iv) Não Concordante com Erosão. Lembremos uma descontinuidade pode designar uma transição ou contacto entre : a) Diferentes fácies (litologias) sedimentares ; b) Intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante) ; c) Intervalos quer com densidades diferentes, etc., e assim eles consideram: 1- Descontinuidades Estratigráficas ; 2- Descontinuidades Sedimentares ; 3- Descontinuidades Litológicas ; 4- Descontinuidades Tectónicas, etc.. Assim, uma superfície de estratificação é uma descontinuidade estratigráfica, dentro desta família de descontinuidades, que é a mais importante na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se vários tipos: (i) Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Não Conformes (descontinuidades heterolíticas de certos geocientistas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) Discordantes Reforçadas (pela tectónica), quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13. wordpress.com /2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/). A origem dos planos de estratificação continua a ser enigmática. Certos geocientistas pensam, que muitos planos de estratificação são, provavelmente, formados pela erosão de sedimentos não, ou pouco, consolidados na superfície do depósito. O peso dos sedimentos, imediatamente debaixo da superfície, faz com que os sedimentos percam água e se compactem um pouco, o que os torna mais coesivos. Se a superfície dos sedimentos é sujeita a um agente erosivo (ondas de tempestade, correntes de maré, correntes fluviais, escoamento turbidítico, etc.,) a superfície de estratificação erode uma parte dos sedimentos, truncando os menos coesivos e exumando assim os sedimentos inferiores mais firmes. Quando a deposição retoma, é sobre a superfície mais firme que os novos sedimentos se vão depositar. Pode dizer-se, que a diferença de densidade entre os sedimentos não compactados (com muita água) e os sedimentos um pouco compactados (com menos água) pode criar um plano de estratificação. Se a deposição demorar um certo tempo a retomar o plano de estratificação é, em geral, perfurado por Glossifungitos (icnofácies que representa um conjunto de tocas). Obviamente, as superfícies de estratificação são superfícies cronostratigráficas. Nas linhas sísmicas é evidente que não se podem pôr em evidência planos de estratificação (a resolução sísmica, raramente, é inferior a 30/40 metros), o que quer dizer que os reflectores sísmicos não correspondem a superfícies de estratificação. Todavia, grupos de camadas, com características litológicas e físicas semelhantes, podem formar intervalos ou pacotes sedimentares, mais ou menos, homogéneos, que podem definir interfaces sedimentares que, estas sim, são, perfeitamente, visíveis nos dados sísmicos. A grande maioria dos reflectores sísmicos são induzidos por essas interfaces que permitem uma sismostratigrafia, que a escala dos ciclos sequência, traduz e dá, pouco mais ou menos modo, a estratigrafia e a história geológica da bacia.

Superfície de Hiato..............................................................................................................................................................................Time Gap Surface

Surface d’hiatus / Superficie de hiatus / Oberflächen-Lücke / 时间间隔面 / Поверхность распространения временного интервала / Superficie di iato /

Superfície que sublinha um tempo geológico que não está representado por sedimentos. Existem várias superfícies de hiato. As principais são: (i) Discordâncias ; (ii) Superfícies da base das progradações e (iii) Planos de estratificação, etc.

Ver : « Intervalo Transgressivo »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Superfície de Ravinamento »

Teoricamente, na estratigrafia sequencial, uma discordância é uma superfície de hiato, que corresponde a uma superfície de erosão induzida, principalmente, por uma descida significativa do nível do mar relativo, isto é, uma descida que põe o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia exumando a plataforma continental (se a bacia, ao nível do ciclo sequência considerado, tinha uma plataforma) e a parte superior do talude continental. Desta maneira, a planície costeira ou a plataforma continental, função das condições geológicas, são exumadas e assim expostas aos agentes erosivos. Quando uma discordância não é reforçada pela tectónica, a erosão é, unicamente, bem visível na parte superior do talude continental, perto do rebordo continental (que é o rebordo da bacia quando esta tem uma plataforma continental) pela formação de canhões submarinos ou na planície costeira, onde os rios criam, localmente, vales cavados. Uma grande parte dos geocientistas considera que na maior parte das bacias sedimentares, as variações do nível do mar* têm uma ciclicidade que explica melhor a ciclicidade dos depósitos sedimentares do que as variações tectónicas. Um levantamento dos sedimentos induzido por um regime tectónico compressivo só cria uma discordância, quer isto dizer, uma superfície de erosão, se os sedimentos encurtados forem expostos aos agentes erosivos, isto é, se eles forem exumados descida significativa do nível o mar relativo. Sem exumação, em geral, não há discordância, uma vez que não há hiato. Nas bacias sedimentares com horizontes evaporíticos, muitas vezes, o escoamento lateral (subsidência compensatória) ou vertical (levantamento com alongamento da cobertura salífera) dos evaporitos não induz nenhuma discordância, mas unicamente desarmonias tectónicas (quando não há exposição aos agentes erosivos). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica do Norte do Mar Cáspio, uma discordância reforçada pela tectónica (discordância angular para muitos geocientistas) é, facilmente, reconhecida pelas terminações dos reflectores subjacentes (biséis somitais por truncatura). Os reflectores dos pacotes sedimentares, posteriores à discordância reforçada, são, mais ou menos, paralelos entre eles e concordantes com a superfície de erosão (linhas coloridas em branco) que os individualizam. Cada uma destas superfícies é uma discordância induzida por descida significativa do mar relativo embora, localmente, a halocinese (tectónica salífera sem vector tectónico) possa ter contribuído à diminuição espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Ao longo de uma discordância, o hiato diminui de montante para jusante, para ser, praticamente, nulo na parte profunda da bacia (é por isso que a idade dos cones submarinos de bacia corresponde grosseiramente à idade da descida do nível do mar relativo). Na fotografia ilustrada nesta figura, a uma discordância reforçada pela tectónica é, perfeitamente, reconhecida pelos biséis somitais por truncatura dos sedimentos subjacentes. Obviamente, a truncatura deste sedimentos não foi causada pelo encurtamento sedimentar, mais sim pela descida do nível do mar relativo, a qual ele contribuiu (a tectónica deforma os sedimentos, os agentes erosivos erodem-os quando exumados no seguimento de uma descida do nível do mar). O hiato associado com esta discordância traduz o intervalo de tempo geológico durante o qual nenhum estrato se depositou na superfície de depósito ou, por outras palavras, o hiato corresponde ao tempo geológico dos estratos que foram removidos pela erosão e não ao tempo em que a erosão ocorreu. A idade da discordância pode ser recente, digamos, Aquitaniano, ou seja mais, mais ou menos, 23 Ma (milhões de anos atrás), mas o hiato pode ser mais 200 My (milhões de anos).

(*) O nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Superfície de Inundação........................................................................................................................................................Flooding Surface

Surface d'inondation / Superficie de inundación / Hochwasser Oberfläche / 泛面 / Поверхность затопления / Superficie di Inondazioni /

Superfície associada às subidas do nível de mar relativo (ingressões marinhas). Dentro de um ciclo sequência, elas são particularmente bem visíveis, nos intervalos transgressivos (IT) uma vez que elas são enfatizadas pelas superfícies de ravinamento. A superfície de inundação máxima de um intervalo transgressivo é fossilizada por uma superfície da base das progradações (definida pelas progradações do prisma de nível alto).

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Hiato »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »

Dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, isto é, com um tempo de duração entre 0,5 e 3/5 My), o limite entre o prisma de nível baixo (PNB) ou dos preenchimentos de vales cavados (Pvc) associados e o intervalo transgressivo (IT) é marcado pela 1a superfície de inundação. As superfícies transgressivas são, sobretudo, frequentes nos grupos de cortejos sedimentares de nível alto, durante os quais o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia (rebordo continental quando a bacia tem uma plataforma continental). Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Golfo do México, a discordância (D), que separa dois ciclos sequência é, facilmente, reconhecida pelos biséis de truncatura criados pelas descida do mar relativo que originou uma superfície de erosão na qual um vale cavado é reconhecido sem grande dificuldade. Esta descida do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o 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 e da tectónica), pós o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, o que exumou a planície costeira do prisma de alto nível do ciclo sequência subjacente, ao mesmo tempo que vales cavados se formaram na planície costeira. Durante esta descida do nível do mar relativo, na parte mais profunda da bacia (a Este da linha sísmica deste autotraço) depositaram-se, certamente, cones submarinos de bacia (CSB) e talude (CST), os quais não visíveis neste detalhe. Desde que o nível do mar relativo começou a subir, a jusante do rebordo da bacia depositou-se um prisma de nível baixo (PNB). O vale cavado foi preenchido, em condições geológicas de baixo nível, durante o depósito da parte superior (terminal) do prisma nível baixo (PNB). Quando o nível do mar relativo cobriu o rebordo continental do prisma de nível baixo (PNB) e inundou a sua planície costeira e a topografia pré-existente (do ciclo sequência precedente), os vales cavados já, totalmente, preenchidos, foram fossilizados pela regressão sedimentar, induzida pela primeira ingressão marinha, que inicia o depósito do intervalo transgressivo (colorido em verde escuro nesta tentativa de interpretação). Na realidade, a primeira ingressão marinha, em condições de nível alto do mar, desloca para o continente a linha da costa inundando a topografia pré-existente, ao mesmo tempo que cria no fundo do mar uma superfície de ravinamento. No seguimento desta ingressão marinha, o nível do mar relativo mantém-se estável por um período de tempo, mais ou menos, longo. Durante este período de estabilidade do nível do mar relativo, a linha da costa começa a deslocar-se para o mar à medida que a os sedimentos se deposita por cortejos sedimentares, mais ou menos, progradantes. Durante o depósito do intervalo transgressivo (IT), a cada acréscimo da subida do nível do mar relativo (*), isto é, a cada paraciclo eustático (ou ingressão marinha), forma-se uma superfície de inundação que é fossilizada pelo depósito do paraciclo sequência, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático. Individualmente, cada paraciclo-sequência tem uma geometria progradante (os cortejos sedimentares progradam) mas, colectivamente um conjunto de paraciclos sequência tem uma geometria retrogradante (a linha da costa, globalmente desloca-se para o continente), quando as ingressões marinhas responsáveis da acomodação são cada vez mais importantes ou em aceleração, o que implica, em geral, regressões sedimentares cada vez menos importantes Todavia, quando as ingressões marinhas são cada vez menos importantes (em desaceleração), o que geralmente, induz regressões sedimentares cada vez mais importantes, os paraciclos-sequência têm, globalmente, uma geometria progradante e a linha da costa, globalmente, desloca-se para o mar.

(*) Uma subida do nível do mar relativo, ou seja, uma ingressão marinha faz-se por por acréscimos seguidos por períodos de estabilidade do nível do mar relativo, como, por exemplo: (i) Subida do nível do mar relativo de 3 m ; (ii) Período de estabilidade do nível do mar relativo ; (iii) Subida do nível do mar relativo de 5 m ; (iv) Período de estabilidade do nível do mar relativo ; (v) Subida do nível do mar relativo de 7 m (ingressão marinha) ; (vi) Período de estabilidade do nível do mar relativo ; (vii) Descida do nível do mar relativo de 10 m. Neste caso, globalmente o nível do mar relativo subiu 15 metros e em aceleração, uma vez que as ingressões marinhas são cada vez maiores. Assim, pode falar-se de ingressão marinha simples (acréscimo de uma subida do nível do mar relativo) e de ingressões marinhas compostas (subida total do nível do mar relativo).

Superfície de Inundação Marinha...............................................................................Marine Flooding Surface

Superficie de inundación marina / Marine -Hochwasser Oberfläche / 海泛面 / Поверхность морского затопления / Superficie di inondazione marina /

Superfície que separa camadas sedimentares que põem em evidência um aumento da profundidade de água de depósito. Um aumento da lâmina de água pode ser acompanhado de uma erosão submarina (superfície de ravinamento) e de um hiato pequeno induzidos pela acção das ondas. Uma superfície de inundação marinha limita os paraciclos-sequência.

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Hiato »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »

O nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). A expressão superfície de inundação marinha parece redundante, mas na realidade não é, uma vez que existem superfícies de inundação em ambientes fluviais, em particular, em associação com os depósitos de transbordo. Pode dizer-se, por exemplo, que ao longo de um vale fluvial, existe uma superfície de inundação não marinha entre cada dique marginal natural. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de detalhe de uma linha sísmica do offshore Este da ilha de Bornéu (Indonésia), várias superfícies de inundação marinhas se reconhecem dentro do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, cujo limite inferior é, neste caso particular, a discordância colorida em vermelho. Este intervalo transgressivo (IT) é nesta tentativa de interpretação sublinhado pelas linhas cronostratigráficas coloridas em verde. Ele forma subgrupo inferior do grupo de cortejos de nível alto (CNA) do ciclo sequência considerado, cujo limite superior é neste autotraço difícil de reconhecer. O intervalo transgressivo, que aqui fossiliza a discordância inferior do ciclo-sequência, é caracterizado por uma geometria globalmente retrogradante. A sua espessura aumenta em direcção do continente, para depois desaparecer, rapidamente, por biselamento, a Oeste deste autotraço. Esta geometria global retrogradante é o resultado de uma sucessão de inundações ou ingressões marinhas em aceleração, quer isto dizer cada vez mais importantes. A historia geológica deste intervalo transgressivo pode explicar-se da seguinte maneira: (i) Uma subida do nível do mar relativo, isto é, um paraciclo eustático ou uma ingressão marinha, deslocou a linha da costa para o continente é medida que a água do mar inundava a topografia pré-existente, que nesta área da bacia corresponde à superfície de erosão que caracteriza a discordância superior do ciclo-sequência subjacente ; (ii) Durante a ingressão marinha (crescimento do paraciclo eustático) forma-se na topografia pré-existente um superfície de ravinamento (superfície de erosão submarina menor ligada à acção das vagas e associada às inundações marinhas durante as subidas relativos do nível do mar) ; (iii) A subida do nível do mar relativo criou ou aumentou o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) ; (iv) Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de um paraciclo eustático, a linha da costa desloca-se para o mar, à medida que se depositam os cortejos sedimentares que formam o paraciclo-sequência ; (v) Todavia, a linha da costa (posição 1) não atinge a posição que ele tinha antes do paraciclo eustático ; (vi) Nova ingressão marinha, mas mais importante que a precedente que desloca outra vez a linha da costa para o continente com formação de uma nova superfície de ravinamento e de um novo paraciclo-sequência, que é menos extenso que o precedente (posição 2 da linha da costa o que, globalmente, cria uma geometria retrogradante. Esta história repete-se até que ocorra uma ingressão marinha menos importante que a precedente, o que implica que a regressão sedimentar associada é mais importante que a precedente e, assim, a linha da costa se desloca mais para o mar, ou que quer dizer, que começa o depósito do prisma de nível alto (PNA) sobrejacente, durante o qual as ingressões marinhas são em desaceleração.

Superfície de Inundação Máxima.......................................................................Maximum Flooding Surface

Surface d'inondation maximale / Superficie de inundación máxima / Maximum-Hochwasser Oberfläche / 最大洪泛面 / Поверхность максимального затопления / Superficie di inondazione massima /

Superfície que num ciclo-sequência separa o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA) ou a superfície que, num ciclo de invasão continental, separa a fase transgressiva da fase regressiva. Uma superfície de inundação máxima é sempre fossilizada por uma superfície da base das progradações. As rochas-mãe marinhas estão sempre associadas com superfícies de inundação máxima.

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Superfície da Base das Progradações »

Quando se fala de uma superfície de inundação máxima tem que se precisar qual é o ciclo estratigráfico ou eustático considerado. Por definição, dentro de cada ciclo eustático, quer ele seja de 1^a, 2^a, 3^a, 4^aou 5^aordem, há sempre um pico do nível do mar. Num ciclo estratigráfico existe sempre uma superfície de inundação máxima. Num ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3/5 My), a superfície de inundação máxima corresponde ao limite entre o intervalo transgressivo (IT) e e o prisma de nível alto (PNA). O intervalo transgressivo (IT) é caracterizado por uma geometria, globalmente, retrogradante induzida por ingressões marinhas, cada vez mais importantes, provocadas subidas sucessivas, sem descidas entre elas, do nível do mar do mar relativo em aceleração. O prisma de nível alto (PNA), é caracterizado por uma geometria, globalmente, progradante induzida por ingressões marinhas cada vez menos importantes criadas por subidas sucessivas, sem descidas entre elas, do nível do mar relativo em desaceleração. Sobre este assunto, não esqueça que na estratigrafia sequencial, os geocientistas consideram dois tipos de nível do mar função do ciclo eustático considerado: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático*, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Num ciclo estratigráfico de invasão continental, que é induzido por um ciclo eustático de 1^a ordem (tempo de duração superior a 50 My), a superfície de inundação máxima corresponde à interface entre a fase transgressiva, induzida por subida do nível do mar absoluto ou eustático e a fase regressiva, induzida por uma descida do nível do mar eustático ou absoluto). Isto quer dizer, que num ciclo de invasão continental, as fases transgressivas e regressivas correspondem, respectivamente, a uma subida e descida do nível do mar absoluto ou eustático. Todavia, isto não é o caso dentro de um ciclo sequência, uma vez que para haver deposição, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem sempre que aumentar devido a ingressões marinhas que são induzidas por subidas do nível do mar relativo. Quando as ingressões marinhas são cada vez mais importantes (subidas do nível do mar relativo em aceleração) e as regressões sedimentares cada vez mais pequenas, deposita-se o intervalo transgressivo (“Transgressões”), enquanto que quando as ingressões marinhas são cada vez mais pequenas (subidas do nível do mar relativo em desaceleração) e as regressões marinhas mais importantes, deposita-se o prisma de nível alto (Regressões). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Mar Negro, o contraste entre a fase transgressiva e regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia é sublinhado pela geometria agradante da primeira e progradante da segunda. A interface entre estas duas fases é a superfície de inundação máxima do ciclo de invasão continental. A maior parte das progradações da fase regressiva são sigmóides, isto significa, que a agradação é significativa, mas sempre , largamente, inferior à progradação. Os segmentos basais desta progradações sigmóides têm tendência a desaparecerem contra a superfície de inundação máxima. As terminações distais dos reflectores são biséis de progradação aparentes ou reais, uma vez que, por vezes, o espaço entre duas reflexões consecutivas está debaixo da resolução sísmica. Estas configurações implicam um acarreio terrígeno, relativamente, fraco ou uma rápida subida do nível do mar relativo o que permite o depósito e preservação dos segmentos superiores. Dentro dos ciclos de invasão continental, as rochas-mãe marinhas potenciais, mais prováveis, estão associadas com as superfície de inundação máxima principais, embora, rochas-mães secundárias possam ocorrer em associação com superfícies de inundação máxima dos subciclos de invasão continental, como é o caso, no Mar do Norte (rochas-mãe do Kimmeridgiano).

(*) O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Superfície de Omissão................................................................................................................................................................Omission Surface

Surface d'omission / Superficie de omisión / Oberfläche des Weglassens / 遗漏表面 / Поверхность бездействия / Superficie di omissione /

Superfície de sem depósito ou com uma taxa deposição muito pequena. Este tipo de superfície é, geralmente, desenvolvido entre os diferentes cortejos sedimentares de um ciclo-sequência. Num ciclo-sequência, a superfície de omissão mais comum é a associada com a superfície da base das progradações que separa o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA).

Ver: « Cortejo de Nível Alto »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Hiato »

O termo "superfície de omissão" foi utilizado pela primeira vez pelo geocientistas suíço Albert Heim para designar as superfícies de descontinuidade, que sublinham uma paragem temporária da deposição sem que nenhuma ou muito pouca erosão tenha ocorrido. Num sentido mais largo, qualquer superfície de descontinuidade, como as superfícies endurecidas ou planos de estratificação com traços de dinossauros (como ilustrado nesta figura) ou com fendas de dissecação, são superfícies de omissão. Para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorovičić, quer com diferentes fácies sedimentares (litologias), quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Isto quer dizer, que em geologia, vários tipos de descontinuidades podem ser considerados: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são, provavelmente, as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não Conformes ou Não Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc.(https://estpal13.wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/). Nas plataformas carbonatadas, estas superfícies marcam a transição entre litologias com profundidades de água de deposição muito diferente. A grande escala e, particularmente, nas linhas sísmicas, as superfícies de omissão correspondem, quase sempre, às superfícies da base das progradações, ao longo das quais os intervalos sedimentares são condensados e, muitas vezes, ricos em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais). Estas superfícies formam-se entre sedimentos com geometria retrogradante (episódios transgressivos) e progradante (episódios regressivos). Estes episódios sedimentares podem estar associados a ciclos de invasão continental, a subciclos de invasão continental e a ciclos sequência. Nos dois primeiros, as fases regressivas e transgressivas estão associadas a variações do nível do mar absoluto ou eustático (referenciado ao centro da Terra ou a um satélite). Assim, pode dizer-se que durante a fase regressiva o nível do mar absoluto ou eustático desceu. Todavia, dentro de um ciclo sequência não se pode dizer que durante o prisma de nível alto (PNA), o nível do mar desceu, mas sim que o nível do mar relativo (nível do mar absoluto eustasia mais tectónica) subiu em desaceleração. Dentro de um ciclo sequência, excepto para os cones submarinos turbidíticos, para haver deposição, o nível relativo do mar tem sempre que subir para criar ou aumentar o espaço disponível para os sedimentos. Quando ele sobe em aceleração deposita-se o intervalo transgressivo (IT), quando ele sobe em desaceleração deposita-se o prisma de nível alto (PNA) ou o prisma de nível baixo (PNB). Durante o depósito dos sedimentos retrogradantes as subidas sucessivas do nível do mar relativo (sem descidas relativas entre elas), isto é, os paraciclos eustáticos deslocam para o continente a linha da costa e os depósitos costeiros. Este deslocamento, para montante, da ruptura costeira da superfície de deposição, aumenta a extensão da plataforma continental, diminui o acarreio sedimentar e cria, nas partes distais da plataforma, condições de subalimentação (taxa de deposição muito fraca). Desde que o nível do mar começa a subir, mas em desaceleração (como 15 m, 10 m, 7 m, 5 m, 2 m, 0 m) e até começar a descer rapidamente (formação de uma superfície de erosão), os sedimentos progradam em direcção do mar, diminuindo, progressivamente, a extensão da plataforma e fossilizando, pouco a pouco, a superfície de omissão do topo da secção condensada depositada durante o episódio transgressivo precedente do ciclo sequência.

Superfície Piezométrica...............................................................................................................................................Piezometric Surface

Surface piézométrique / Superficie piezométrica / Grundwasserdruckfläche / 测压面 / Пьезометрическая поверхность / Superficie piezometrica /

Superfície à qual água pode chegar sob pressão hidrostática. Nível ao qual a pressão hidrostática num aquífero ficará se atingir um equilíbrio com a pressão atmosférica. Para os poços artesianos, a superfície piezométrica é acima da superfície do terreno.

Ver : « Água Juvenil »
&
« Água Hipogénica »
&
« Rocha-Reservatório »

Como ilustrado a superfície piezométrica é o nível no qual a pressão hidrostática da água, num aquífero, está em equilíbrio com a atmosfera. Nos poços artesianos (quando a água de um aquífero confinado, isto é, subjacente à uma camada impermeável, fluem, naturalmente, do solo sem a necessidade de bombeamento) a superfície piezométrica está acima da superfície do solo. Num poço semiartesiano pressão da água não é suficiente para a sua subida à superfície, o que necessita a instalação de equipamento no interior do poço para efectuar o bombeamento da água. As alterações no armazenamento de água do solo devido ao bombeamento e recarga são refletidas por mudanças correspondentes no nível freático e na altura da superfície piezométrica. Outros factores que afectam o bombeamento, tais como as mudanças na pressão barométrica (ou pressão atmosférica) é a pressão exercida pela atmosfera num determinado ponto. As marés do oceano e o uso da água subterrânea pelas plantas também influenciam os níveis das águas. Uma apreciação das flutuações do nível de água induzidas por estes factores é necessária para evitar que os nível de água observados sejam mal interpretados. A elevação da superfície piezométrica em aquíferos confinados é indicada pelo nível de água nos piezómetros (furo de observação em aquíferos que servem para monitorização de níveis da água nos aquíferos e para identificar a forma, extensão e anisotropia do cone de rebaixamento que se forma em redor furo em extracção). É importante para isso conhecer a mudança de nível piezométrico associada a uma mudança da pressão atmosférica. O aumento da pressão atmosférica é transmitido, directamente, para a superfície da água no piezómetro, tendendo a deslocar a água do piezómetro para o aquífero. O aumento da pressão também aumenta a carga sobre o aquífero, o que tende a deslocar a água do aquífero para o piezómetro. Parte do aumento de carga aparece no aquífero, no entanto, o resultado básico do aumento da pressão barométrica é diminuição da altura da água.

Superfície de Ravinamento...................................................................................................................................Ravinment Surface

Surface de ravinement / Superficie de ravinamiento / Ravinement Oberfläche / 冲刷面 / Поверхность размыва / Superficie di scoscendimento /

Superfície de erosão submarina menor ligada à acção das vagas e associada às ingressões marinhas, ou seja, às subidas do nível do mar relativo.

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Nível de Acção das Vagas »
&
« Ciclo-Sequência »

Neste modelo de um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo-sequência, é importante notar que a geometria retrogradante corresponde à superposição vertical de episódios regressivos (paraciclos sequência) cada vez mais pequenos, cujos cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados, como, por exemplo: siltes de planície deltaica - areias de frente de delta - argilitos de prodelta), progressivamente, progradam para o mar. Estes paraciclos sequência são induzidos por ingressões marinhas cada vez mais importantes, o que quer dizer que o nível do mar relativo sobe em aceleração, visto os seus acréscimos são cada vez mais importantes. O nível do mar absoluto ou eustático, 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 a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). A posição da linha da costa, no fim de cada paraciclo-sequência, é cada vez mais próxima do continente, o que globalmente, cria uma geometria retrogradante. Dentro de um ciclo sequência (representado, neste modelo geológico, unicamente pelo prisma de nível baixo PNB e o intervalo transgressivo IT), o qual é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3/5 My), durante o intervalo transgressivo (IT), a cada subida do nível do mar relativo (paraciclo eustático ou ingressão marinha) em aceleração, a ruptura costeira da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) é deslocada para o continente. Durante este deslocamento, a acção das vagas, cria na topografia pré-existente uma pequena superfície de erosão, que se chama superfície de ravinamento. No fim da subida do nível do mar relativo, segue-se um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca para o mar, à medida que os cortejos sedimentares se depositam como ilustrado neste esquema. Durante este período de estabilidade, a ruptura costeira da superfície de deposição é, progressivamente, deslocada para o mar, mas sem alcançar a posição que ela tinha antes da ingressão marinha. A cada subida do nível do mar relativo, a extensão da plataforma aumenta, o que quer dizer, que se o acarreio sedimentar se mantiver constante, ele torna-se insuficiente para que a ruptura costeira da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa, sobretudo nas linhas sísmica, devido a resolução sísmica vertical) atingia a sua posição anterior. Entre as antigas posições sucessivas da ruptura da superfície de deposição depositam sedimentos argilosos cada vez mais condensados, visto que a taxa de sedimentação diminui de maneira significativa (bacia subalimentada). Uma nova subida do nível do mar relativo aumenta a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) na plataforma continental e a acção das ondas cria uma nova superfície de ravinamento sobre os sedimentos depositados durante o período de estabilidade do nível do mar. Em seguida, a deposição ocorre, outra vez, à medida que ruptura costeira da superfície de deposição é, progressivamente, deslocada para a o mar e assim de seguida. Durante o cortejo transgressivo, entre cada incremento da subida a do nível do mar relativo (paraciclo eustático) não há nenhuma descida relativa do nível do mar, isto é, entre os diferentes paraciclos-sequência não existe nenhuma discordância, e é por isso que eles deve ser chamados paraciclos sequência e não parassequência. As superfícies de ravinamento não estão associadas, unicamente, à base dos paraciclos-sequência do cortejo transgressivo (IT) e, eventualmente, do prima de nível baixo (PNB). Elas existem, igualmente, nos paraciclos sequência que formam o prisma de nível alto (PNA). Todavia, como as ingressões marinhas são em aceleração durante a deposição do intervalo transgressivo e do prisma de nível baixo (PNB) e em desaceleração durante prisma de nível alto (PNA), elas são mais desenvolvidas e mais evidentes quando a acção das ondas se torna cada vez mais importantes.

Superfície Superior dos Cones Submarinos de Bacia.........................................Top Basin Floor Fan Surface

Surface supérieure des cônes sous-marins du bassin / Superficie superior de los conos submarinos de cuenca / Obere Fläche der Kegel in-Meeresbecken / 盆底扇的上表面 / Верхняя поверхность донных конусов выноса / Superficie superiore dei coni sotto-marino di bacino /

Superfície sobre a qual se depositam os cones submarinos do talude e que, em geral, é fossilizada pelos depósitos de transbordo, que se reconhecem facilmente por biséis de progradação com polaridades opostas. Quando os cones submarinos de bacia (CSB) estão desconectados do sopé do talude continental, a superfície superior dos cones submarinos de bacia pode ser fossilizada, directamente, pelas progradações de um prisma de nível baixo (PNB), que pode pertencer ou não ao mesmo ciclo estratigráfico.

Ver: « Cone Submarino da Bacia »
&
« Cortejo de Nível Baixo (do mar) »
&
«Turbiditos »

O offshore da Namíbia, o qual é constituído pela sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são : (i) Soco, que na maioria do offshore é constituído por uma cintura dobrada e aplanado quer do Paleozóico quer do Pré-Câmbrico ; (ii) Bacias de tipo rifte, que se formaram durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana, provavelmente, em associação com o desenvolvimento de uma anomalia térmica que adelgaçou a litosfera antes de a romper ; (iii) Uma margem continental divergente de tipo Atlântico, ou seja, desenvolvida num contexto geológico extensivo, quer isto dizer fora da megassutura. Todavia, ao contrário do offshore de Angola, nenhum horizonte salífero se depositou na margem divergente tipo Atlântico do offshore da Namíbia). Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, é fácil, reconhecer que quase todos os ciclos sequência individualizados acima da discordância SB. 30 Ma (que a maioria dos geocientista associa à descida do nível do mar absoluto ou eustático induzida pela formação de uma calota glaciária) são incompletos. Os subgrupos de cortejos sedimentares do grupos de cortejos de nível baixo (CNA), quer isto dizer : (i) Os cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Os cones submarinos de talude (CST) e (iii) Os prisma de nível baixo (PNB), são, largamente, predominantes. Os preenchimentos de canhões submarinos (Pcs) e de vales cavados (Pvc), formados pela erosão induzida pelas descidas do nível do mar relativo (discordâncias), que foram preenchidos durante as subidas do nível do mar relativo, a quando do depósito da parte superior dos prismas de nível baixo (PNB) dos ciclos sequência, são, relativamente, fáceis de identificar. Esta tentativa de interpretação geológica não foi feita ao nível hierárquico dos ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência (induzidos por ciclos eustáticos de 3^a ordem). Na realidade, como indicado, a diferença de idade entre as discordâncias que limitam os diferentes pacotes sedimentares é superior a 3/5 Ma. Isto quer dizer, que eles foram induzidos por ciclos eustáticos de 2^a ordem (tempo de duração entre 3/5 e 50 My) e que por isso eles correspondem a subciclos de invasão continental. Existem, certamente, várias discordâncias, difíceis de reconhecer a esta escala, dentro de cada pacote sedimentar considerado. Subsequentemente, a terminologia utilizada nesta tentativa é abusiva e mesmo errada, na medida em que, por exemplo, os prismas de nível baixo (PNB) considerados correspondem, certamente, a uma superposição de ciclos sequência incompletos, constituídos, unicamente, por grupos de cortejos de nível baixo que, muitas vezes, estão representados apenas pelo prisma de nível baixo, sem cones submarinos de bacia e cones submarinos de talude. De qualquer maneira, entre as discordâncias SB. 30 e SB. 21 Ma, a superfície superior dos cones submarinos de bacia (CSB), associados com a SB. 30 Ma é, perfeitamente, visível (intervalo colorido em amarelo) e, em grande parte, fossilizada quer pelos biséis de progradação de cones submarinos de talude (CST), quer pelos biséis de progradação dos prisma de nível baixo (PNB) dos ciclos sequência (incompletos) sobrejacentes. A SB. 30 Ma, é talvez a discordância mais bem visível em todos os offshore africanos e da América do Sul. Ela corresponde a uma descida significativa do nível do mar, na qual o parâmetro eustático (nível do mar absoluto ou eustático) é muito importante. Para a maioria dos geocientistas, este parâmetro eustático parece estar associado a formação da calota glaciária da Antárctica a qual atingiu o seu acme cerca de 19000 anos atrás, quando começou o degelo. A retrogradação desta calota, que é, hoje, cerca de 450 km (cerca 24 m por ano) contribuiu, fortemente, para os, mais ou menos, 130 m que o nível do mar absoluto ou eustático subiu depois da glaciação (a contribuição dos mares de gelo é nula, uma vez que a água é mais densa do que o gelo). Não esqueça que na estratigrafia sequência é fundamental, diferenciar dois tipos do nível do mar: (i) Nível do mar relativo, local e referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento), enquanto que o nível do mar absoluto ou eustático é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia ; (ii) Glacioeustasia ; (iii) Geoidaleustasia e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos.

Superfície Transgressiva de Erosão...............................................Transgressive Surface of Erosion

Surface transgressive d'érosion / Superficie transgresiva de erosión / Transgressive Oberfläche der Erosion / 侵蚀的海侵表面 / Трансгрессивная поверхность эрозии / Superficie trasgressiva di erosione /

Superfície de erosão subaquática, diacrónica, induzida por subidas do nível do mar relativo consecutivas (sem descida relativa entre elas) nos sedimentos costeiros ou, por outras palavras, envelope de erosão subaquática induzida por uma sucessão de ingressões marinhas cada vez mais importantes, as quais estão separadas por regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Esta superfície de erosão é, mais ou menos, paralela ao envelope das sucessivas superfícies de ravinamento criadas pelos diferentes incrementos de uma subida do nível do mar relativo (paraciclos eustáticos). Para certos geocientistas, uma superfície de transgressiva de erosão é simplesmente a superfície de ravinamento criada por uma ingressão marinha na topografia pré-existente.

Ve : « Intervalo Transgressivo »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Superfície de Ravinamento »

Como ilustrado nesta figura, uma superfície de ravinamento é, normalmente, associada ao movimento retrogradante (ou transgressivo) da linha da costa. Um tal movimento ocorre, quase sempre, durante o intervalo transgressivo (IT) de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência. Este movimento retrogradante é devido a uma sucessão de deslocamentos da linha da costa e dos sedimentos costeiros para o mar, cada vez mais pequenos e sem agradação negativa. Isto quer dizer, que não há descidas significativas do nível do mar relativo entre os diferentes acréscimos do nível do mar relativo. Por outras palavras, não há nenhuma descida do nível do mar relativo entre os paraciclos eustáticos ou, dito de outra maneira, não há nenhuma discordância entre os paraciclos sequência. Obviamente, os paraciclos sequência não se depositam durante os paraciclos eustáticos (subidas do nível do mar relativo), mas durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático que cria ou aumenta o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Em geologia, um deslocamento dos depósitos costeiros para o continente, que certos geocientistas chamam de maneira errada “transgressão*”, não existe, uma vez que os depósitos costeiros, ao contrário de um automóvel, não têm nem motor nem marcha atrás. Na realidade, um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência corresponde a uma sobreposição vertical de regressões sedimentares cada vez mais pequenas induzidas por ingressões marinhas cada vez mais importantes, quer isto dizer, por acréscimos, em aceleração, de uma subida do nível do mar relativo, que aumentam a extensão da plataforma continental, reduzindo ao mesmo tempo e de maneira significativa o acarreio sedimentar. Foi a este conjunto de ingressões marinas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas, que colectivamente têm uma geometria retrogradante que Cesare Emiliani (1992), chamou “Transgressões”. Uma ingressão marinha é uma subida do nível do mar relativo que desloca a linha da costa para o continente (actualmente, pode também, ser chamada paraciclo eustático ou mesmo transgressão marinha). Uma regressão marinha corresponde a uma descida do nível do mar relativo, que desloca a linha da costa para o mar. Todavia, a sedimentação ocorre, unicamente, quando a linha da costa se desloca para o mar, isto é, durante as regressões marinhas. Durante uma ingressão marinha a linha da costa desloca-se para o continente, mas não há deposição. Tudo, o que se passa é uma pequena erosão sobre a topografia pré-existente que os geocientistas chamam superfície transgressiva de erosão ou superfície de ravinamento**. Assim pode dizer-se que as superfícies de ravinamento são superfícies de erosão, induzidas pela acção erosiva das ondas, que se formam quando a água avança sobre uma superfície sedimentar subjacente. Por exemplo, dentro de um ciclo sequência, se a parte superior de um prisma de nível baixo (PNB) tiver uma parte subaérea, certamente, se formará uma superfície de ravinamento quando o nível do mar relativo a inundar (ingressão marinha). As superfícies transgressivas de erosão (superfícies de ravinamento) são diacrónicas. Elas não correspondem a linhas cronostratigráficas e por isso, raramente, estão sublinhadas por reflectores sísmicos. Como durante a fase de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois uma subida do nível do mar relativo, a linha da costa prograda para o mar à medida que os sedimentos do paraciclo sequência se depositam, formam-se, em geral, tocas de glossifungitos (bioperfurações verticais, em forma de U ou finamente ramificadas), que são, em grande parte, preenchidas durante o incremento da subida do nível do mar relativo seguinte. As superfícies sobre as quais ocorrem glossifungitos são, na grande maioria dos casos interpretadas como a superfícies de descontinuidade, limita entre uma regressão sedimentar (induzida por uma ingressão marinha) e onde localmente a sedimentação cessou a erosão ocorreu devido ao deslocamento para o mar da linha da costa e uma nova ingressão marinha em aceleração.

(*) Em português, transgressão é o avanço gradual do mar sobre as terras (Dicionário da Porto Editora), quer isto dizer, o que os geocientistas chamam uma ingressão. Certos geocientista, para evitar mal entendidos, utilizam sempre um adjectivo qualificativo com os termos transgressão e regressão. Assim, uma transgressão marinha é um processo geológico em que o nível do mar sobe em relação ao solo e se move em direcção do continente criando inundações. Por outras palavras, uma transgressão marinha é o avanço do mar por sobre as terras emersas, gerando uma consequente elevação do nível do mar, associado também a um aumento da profundidade do mesmo. O oposto da transgressão marinha é a regressão marinha, na qual o nível do mar diminui em relação é ao continente e expõe fundo do mar anterior (https://pt.wikipedia.org/ wiki/Transgressão_marinha).

(**) Note que certos geocientistas reservam o termo superfície transgressiva de erosão à ultima superfície de ravinamento do intervalo transgressivo, que limita o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA), e que é fossilizada pela superfície da base das progradações.

Supernova...............................................................................................................................................................................................................................................Supernova

Supernova / Supernova / Supernova / 超新星 / Сверхновая звезда / Supernova /

Explosão catastrófica e súbita de uma estrela que consumiu as suas reservas de combustível (hidrogénio). Os elementos mais pesados, que são essenciais para a vida, são formados durante os eventos que levam à formação de uma supernova e ao interior desta.

Ver: « Clima »
&
« Estrela »
&
« Glaciação »

Esta figura representa um conjunto de imagens usadas pela NASA para criar a animação em linha de uma supernova, que é, entre todos os eventos explosivos conhecidos, o mais energéticos. A mais brilhante explosão de uma supernova foi vista no ano 1054. Foi esta explosão que criou a nebulosa do Caranguejo. Como esta nebulosa está a 6500 anos luz da Terra, a explosão da supernova ocorreu 5450 anos antes de Cristo. Uma tal explosão ocorre no fim da vida de uma estrela, quando o seu combustível nuclear se consumiu e ela não é mais suportada pela libertação de energia nuclear. A explosão é tão violenta que muitos núcleos dos elementos mais pesados são partidos. Uma grande quantidade de neutrões são libertados (os elementos mais pesados são comparativamente mais ricos em neutrões que os elementos mais leves). Os neutrões libertados são, rapidamente, capturados por núcleos de chumbo e bismuto para formar os elementos pesados como o tório, urânio, etc. Quando uma estrela é, suficientemente, maciça, o seu núcleo colapsa, o que liberta uma quantidade de energia enorme e causa uma onda de choque muito grande, que ejecta para o espaço interestelar o envelope da estrela. O resultado de um tal colapso pode ser uma estrela a neutrões muita rotativa, que pode ser observada muitos anos mais tarde como um pulsar. Nas estrelas maciças com núcleos entre 1,1 (limite de Chandrasekhar para o núcleo de ferro) e 3 massas solares, a implosão (colapso gravitacional de um astro quando se esgotam as suas reservas de combustível nuclear) obriga os electrões do núcleo a combinarem-se com os protões para formarem neutrões. O núcleo transforma-se numa estrela a neutrões muito compacta, com um raio entre 5 e 15 km e uma densidade semelhante à da matéria nuclear (10¹⁴ g/cm³). Como a implosão conserva o momento angular, a estrela a neutrões roda rapidamente (mais ou menos, uma rotação completa todas as seis horas). O núcleo de uma estrela maciça é mais pequeno do que o do sol devido a sua grande densidade.

Suspensão (transporte).......................................................................................................................................................................................................Suspension

Suspension (transport) / Suspensión (transporte) / Federung (Verkehrs-) / 悬架（运输） / Остановка, временное прекращение (транспорт) / Sospensione (trasporti) /

Um dos meios de transporte dos sedimentos numa corrente.

Ver : « Corrente de Deriva Litoral »
&
« Nível de Acção das Vagas »
&
« Praia Intramareal (entre marés) »

As partículas sedimentares sólidas (sedimentos), normalmente, são transportadas devido a uma combinação da força da gravidade, que actua sobre os sedimentos, e/ou o movimento do fluido em que o sedimento é arrastado, rolado ou suspenso. Uma compreensão do transporte de sedimentos é, geralmente, utilizada nos sistemas naturais, onde as partículas são rochas clásticas (areia, cascalho, seixo, etc), silte ou argila. O fluido poder ser ar, água ou gelo. A força da gravidade actua para deslocar as partículas sobre à superfície, mais ou menos, inclinadas onde eles repousam. O transporte dos sedimentos devido ao movimento de fluidos que ocorre nos rios, oceanos, lagos, mares e outros corpos de água, devido às correntes e marés, assim como nos glaciares e em superfícies terrestres sob a influência do vento. Transporte de sedimentos devido apenas à gravidade ocorre em superfícies inclinadas, em geral, nas encostas, escarpas, falésias, e junto do limite entre a plataforma e talude continental (quando a bacia tem uma plataforma) ou entre o limite da planície costeira e o talude continental, quando a bacia não tem plataforma. O conhecimento do transporte dos sedimentos é utilizado para determinar se ocorre erosão ou deposição, a magnitude da erosão ou deposição, do tempo e distância em que ela irá ocorrer. A carga ou material em suspensão é, em geral suportada na parte inferior e média de uma corrente e uma grande parte move-se onde a velocidade da corrente é média. Além do transporte em suspensão, os sedimentos podem ser transportados por saltação e tracção. A saltação é um processo de transporte onde as partículas sedimentares do tamanho da areia ou do cascalho quando arrastadas por fluido deslocam-se, em geral, por saltos. Num transporte por tracção, as partículas sedimentares são varridas no sentido do escoamento por rolamento, escorregamento, arrastamento, empurrões e mesmo saltos. A compreensão e significado das estruturas sedimentares primárias, em termos de processos físicos, biológicos e químicos, que ocorrem durante ou imediatamente depois deposição, é ponto de partida da análise das rochas sedimentares e dos ambientes nos quais elas se depositaram. Por isso, o conhecimento e a compreensão do tipo de transporte sedimentar é muito importante.

Sutura Salífera..............................................................................................................................................................................................................................Salt Weld

Suture salifère / Sutura salífera / Salz Schweißnaht / 盐焊接 / Соляной шов / Saldatura di sale /

Superfície ou zona que põe em contacto estratos originalmente separados por um nível evaporítico autóctone ou alóctone. Uma sutura salífera corresponde a uma estrutura negativa resultante do escoamento ou expulsão (parcial ou total) do horizonte salífero. No campo ou nos testemunhos de sondagem, na maior parte dos casos, ela é reconhecida por um resíduo insolúvel, mais ou menos, brechificado, com pseudomorfos de halite, mas é demasiado fino pare ser visível nos dados sísmicos, nos quais ela é sublinhada por uma desarmonia tectónica. Uma das característica das suturas salíferas é a presença de inversões tectónicas nos horizontes sobrejacentes.

Ver: « Evaporito »
&
« Halocinese »
&
« Subsidência Compensatória »

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore Norte da Noruega, uma sutura u soldadura salífera é, facilmente, reconhecida entre dois montículos de sal, que representam o nível salífero autóctone. Esta interpretação é corroborada pela ocorrência de um centro de deposição (área onde os intervalos pós-salíferos são mais espessos), acima da sutura salífera. O mais provável é que o centro de deposição tenha resulta da subsidência compensatória induzida pelo escoamento lateral do sal. Não existe nenhuma outra maneira coerente de explicar um aumento de espessura tão importante e tão localizado (a linha sísmica é curta de mais par mostrar que o centro de deposição é localizado). Outras linhas sísmica paralelas a esta, mostram, claramente, que a sudoeste da sutura salífera, o intervalo salífero aumenta de espessura e, que os intervalos sobrejacentes têm uma espessura, progressivamente, mais reduzida. É importante notar, que embora nesta interpretação (em tempo), o reflector associado à base do sal e da sutura salífera esteja muito deformado, numa versão em profundidade, ele é sub-horizontal. Uma tal deformação visível na linha sísmica e, portanto também, nesta tentativa de interpretação (tempo) é a consequência dos artefactos sísmicos induzidos pelas variações laterais da velocidade de intervalo, assim como, da espessura do intervalo evaporítico e dos sedimentos pós-salíferos. A velocidade de intervalo do sal é cerca de 5,18 km/s, e ela é constate em profundidade (o sal não se compacta). A velocidade dos sedimentos pós-salíferos é muito menor, embora ela aumente em profundidade, uma vez que a compactação das rochas aumenta com a profundidade.