Análise de Fácies Sísmicas....................................................................................................................................Seismic Facies Analysis

Analyse des faciès sismiques / Análisis de facies sísmicas / Seismische Faziesanalyse / 地震相分析 / Сейсмофациальный анализ / Analisi di facies sismiche

Descrição, quantificação (quando possível) e interpretação dos diferentes parâmetros sísmicos e sismostratigráficos, como a configuração interna, continuidade, amplitude e frequência dos reflectores, assim que da velocidade de intervalo, discordâncias, ciclos estratigráficos (ciclos sequência, quando possível), ambientes sedimentares, etc. O termo fácies é aqui aplicado na sua significação mais geral possível e não no significado original proposto por Gressly em 1838, isto é, de uma litologia e fauna associada.

Ver: " Ciclo Estratigráfico "
&
" Ciclo Sequência "
&
" Ambiente de Deposição "

Figura 28 (Análise de Fácies Sísmicas) - Nesta figura está ilustrado um exemplo de uma análise de parâmetros sísmicos e estratigráficos de um conjunto de linhas sísmicas do offshore profundo (lâmina de água >200 metros) de Angola (margem divergente tipo Atlântico de idade Mesozóico / Cenozóico sobrejacente a bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial que se formaram quer por alongamento de soco Pré-Câmbrico ou de uma cadeia de montanhas dobradas aplanada de idade Paleozóico), nas quais três ciclos sequência com um determinado potencial petrolífero, foram reconhecidos. Um ciclo sequência é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, o qual é caracterizado por ter um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My. Isto quer dizer, que a diferença de idade entre as discordâncias que limitam um ciclo sequência tem que ser inferior 3-5 milhões de anos. Se porventura, a diferença de idade entre as discordâncias que limitam um intervalo sísmico for superior a 3-5 my e inferior a 50 My, o intervalo sísmico tem que ser considerado como um subciclo de invasão continental, o que quer dizer que ele foi induzido por um ciclo eustático de 2a ordem (duração entre 3-5 My e 50 My). Nesta análise: (i) HC, simboliza hidrocarbonetos ; (ii) C, significa concordante (geometria) ; (iii) BA, significa bisel de agradação ; (iv) P, significa paralelo (geometria) ; (v) BP, quer dizer bisel de progradação ; (vi) BS, bisel somital e (vii) O, quer dizer, oblíquo (configuração interna). Como se pode constatar, a amplitude, frequência e continuidade dos reflectores sísmicos, assim como, as indicações directas de presença de hidrocarbonetos (“DHI” em inglês) foram tomadas em linha de conta. Os “DHI” (“Direct Hydrocarbon Indicator” dos geocientistas de língua inglesa) são atributos sísmicos anómalos cujos padrões podem ser explicados pela presença de hidrocarbonetos numa rocha-reservatório. É, por isso, que actualmente eles são muito utilizado na pesquisa de petróleo, uma vez que eles reduzem, substancialmente, o risco de fazer poços de pesquisa secos. Os principais indicadores directos de hidrocarbonetos são : (1) Pontos ou manchas brilhantes (“bright spot” em inglês), que são amplitudes, localmente, de maior magnitude que as amplitudes normais ; (2) Manchas subhorizontais brilhantes (“flat spot” em inglês), que correspondem a reflectores, mais ou menos, horizontais que cruzam as linhas cronostratigráficas e que muitas vezes indicam o plano de água ou de petróleo numa rocha-reservatório ; (3) Manchas esbatidas ou atenuadas (“dim spot” em inglês), que sublinham reflectores de fraca amplitude e (4) Inversões de polaridade (“polarity reversals” em inglês), que ocorrem quando a rocha-de-cobertura tem uma velocidade sísmica, ligeiramente, inferior à rocha-reservatório e a reflexão têm um sinal inverso. Os ambientes de deposição, as litologias (fácies) dos diferentes pacotes sedimentares e o potencial petrolífero foram preditos utilizando tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas em ciclos sequência (análise sequencial). Este tipo de interpretação nunca pode ser considerado definitivo. Uma tentativa de interpretação tem sempre que ser testada (criticada) com novos dados. Isto quer dizer, que um geocientista deve sempre tentar provar que a sua interpretação está errada e não fazer o contrário. O verificacionismo (tentar custe que custe provar que tem razão) não é o método a adoptar para fazer progressos na pesquisa geológica e petrolífera. Desde que uma tentativa de interpretação geológica de um conjunto de linhas sísmicas é proposta, o geocientista têm, muitas vezes, tendência a procurar, unicamente, os dados de observação que validam a sua interpretação, filtrando ou esquecendo-se dos dados que a refutam. Não há interpretações verdadeiras. A melhor interpretação é, provavelmente, aquela que resiste melhor aos testes de refutação (K. Popper, 1934). Nas tentativas de interpretação e de uma maneira geral em geologia, Verificação, Validação e Confirmação não são sinónimos. Uma hipótese geológica nunca pode ser verificada. A verdade não existe em Ciência. Certos dados podem refutar uma conjectura e outros podem corrobora-la, mas nunca verificá-la. O conceito de validação não diz respeito, directamente, à avaliação de uma conjectura em relação aos factos, mas apenas ao estudo da sua estrutura lógica. Uma hipótese científica tem toda a forma lógica de uma afirmação universal. Em sentido estrito, ela é, logicamente, impossível de verificar com certeza, mas ela é falsificável empiricamente. A análise sísmica, ilustrada sugere, fortemente, que o ciclo sequência que parece mais interessante ao ponto de vista da pesquisa petrolífera é, provavelmente, o ciclo sequência C, embora o parâmetro petrolífero rocha-reservatório não seja excelente

Análise Geistórica (curva de subsidência)................................................................................................................Geohistory Analysis

Analyse géohistorique / Análisis geohistórico / Geohistorie Analyse / 地史分析 / Геоисторический анализ (кривая оседания) / Analisi geostorico

Resumo quantitativo das taxas de subsidência, deposição e levantamento de uma bacia sedimentar, assim como o estudo da taxas de arrefecimento e subsidência das dorsais oceânicas.

Ver: " Subsidência "
&
" Subsidência Tectónica "
&
" Subsidência Total "

Figura 29 (Análise Geistórica, curva de subsidência) - Segundo Van Hinte (1978), a finalidade da análise geistórica é de construir uma representação gráfica do movimento vertical de um horizonte da bacia sedimentar considerado como um indicador da história da subsidência e do levantamento na bacia desde que o horizonte se depositou. Vários tipos de dados estratigráficos são necessários para a análise geistórica: (A) A coluna estratigráfica ; (B) A espessura actual das unidades estratigráfica ; (C) A litologia das diferentes unidades estratigráficas ; (D) Idade dos diferentes horizontes ; (E) Estimação das paleoprofundidades de deposição, etc. Além disso, há um certo número de assunções e incertezas neste tipo de análise, como a escala tempo, a escala paleobatimétrica, as correções da compactação (*), os efeitos do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, como o topo da crusta continental, ou seja, a base dos sedimentos ou o fundo do mar), etc. De facto, as variações do nível do mar relativo podem influenciar o cálculo da subsidência da bacia um vez que o nível do mar relativo, que é a referência a partir do qual a subsidência é determinada, corresponde a acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (levantamento ou subsidência). Na análise da geistória de uma bacia sedimentar, quando as taxas de deposição e subsidência são calculadas, é possível prever (não confunda com predizer que é um termo utilizado pelos os astrólogos e novos ecologistas e não pelos geocientistas) quando a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais (se existirem na bacia) atinge a maturação (janela do petróleo ou geram hidrocarbonetos). Os intervalos de erosão ou de ausência de deposição sugerem que uma diagénese (conjunto das modificações química se físicas sofridas pelos sedimentos desde a deposição até à consolidação e transformação em rochas) produz uma porosidade secundária (porosidade gerada durante e após a diagénese, que pode resultar da interacção química dos grãos e da matriz com a água intersticial) ou mesmo o seu desaparecimento. Um levantamento geológico (encurtamento), em geral induzido por um regime tectónico compressivo, reactiva a evolução da curva de subsidência, a maturação da matéria orgânica e facilita a formação de armadilhas, assim como a migração dos saturantes, que preenchem a porosidade das rochas (água, gás ou petróleo). Nesta figura, está representada a análise da geistória de uma bacia de antepaís (bacia perisutural na classificação de Bally e Snelson que, em geral, está associada a uma zona de subducção de Ampferer ou de tipo A) onde foi perfurado um poço de pesquisa petrolífera. No corte geológico (à esquerda) reconhecem facilmente: (i) A infraestrutura (soco ou cadeia de montanhas dobradas aplanada) ; (ii) A antiga margem divergente (aqui, localmente, sem bacias de tipo rifte) ; (iii) A bacia de antepaís ou antefossa (em violeta) e (iv) Uma cintura de montanhas dobradas (em preto e branco). A discordância (superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo induzida pela acção combinada da eustasia (nível do mar absoluto) e da tectónica (levantamento e subsidência) da base da antefossa (bacia de antepaís) marca a mudança de uma subsidência térmica regional (durante a margem divergente) para uma subsidência por flexura criada pela sobrecarga dos cavalgamentos da cintura de montanhas dobradas. A análise da geistória do conjunto da margem divergente e da bacia de antepaís que, pouco a pouco, se transformam numa cadeia de montanhas sugere, não só o início da bacia de antepaís, mas também um levantamento induzido por regime tectónico compressivo caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos (pressão geostática σg + pressão hidrostática σh + vector tectónico σt ) com o eixo maior horizontal, ou seja, σ1 horizontal e σ2 vertical), na qual vários hiatos de deposição (coloridos em azul), existem, principalmente, entre: (i) 59 Ma e 46 Ma ; (ii) 38 Ma e 18 Ma e (iii) entre 13 Ma e 2 Ma. No que diz respeito ao levantamento durante o primeiro hiato, duas interpretações alternativas são possíveis: (A) Levantamento Instantâneo (verde) ou (B) Levantamento Contínuo (vermelho). As linhas batimétricas (a tracejado e à direita da análise da geistória) indicam uma possibilidade daquilo que pode ter acontecido durante as épocas não representadas devido aos hiatos tardios.

(*) Como resultado da sua porosidade, os estratos são compactados pela sobreposição de camadas sedimentares sobrejacentes. Consequentemente, a espessura de cada camada numa série sedimentar era maior no momento da sua deposição do que é quando medida no campo ou nas linhas sísmicas. A fim de considerar a influência da compactação de sedimentos na espessura e densidade da coluna estratigráfica, a porosidade deve ser conhecida.

Anamorfizado (dados sísmicos) ..................................................................................................................................................................Anamorphosed

Anamorphosée / Anamorfizados (dados sísmicos) / Anamorphosiertem / 变形 / Анаморфотный / Anamorfico /

Quando a escala vertical e horizontal são diferentes. Quando um anticlinal, perfeitamente concêntrico e isópaco (espessura constante) no campo (escala 1:1), é representado num corte geológico, com uma escala vertical 5 vezes maior do que a escala horizontal, ele aparece, substancialmente, alongado e com uma espessura no ápice maior do que nos flancos. A sua imagem não é mais isópaca e um geocientista ingénuo (na acessão da filosofia das ciências, isto é, um geocientista inductivista) pode mesmo pensar que o ápice representa a parte mais subsidente da bacia sedimentar onde ele se formou. Como nas linhas sísmicas convencionais, a escala horizontal é métrica e a escala vertical em tempo (segundos), pode dizer-se que elas são perfis anamorfizados, o que tem implicações importantes nas tentativas de interpretação geológica.

Ver: " Escala "

Ângulo de Repouso (ângulo crítico)..........................................................................................................................................Angle of Repose

Ângulo de repouso / Ángulo de equilibrio / Maximalböschung / 休止角 / Угол естественного откоса / Angolo di riposo

Ângulo máximo de declive (medido a partir da horizontal) segundo o qual um material não consolidado ficará em repouso quando adicionado a uma pilha de material semelhante. Declive máximo a partir do qual um material pouco consolidado derruba por falhas de deslizamento. À medida que um delta prograda (para o mar), o ângulo do prodelta aumenta até atingir o ângulo de repouso, o qual varia com a profundidade de água. Se o ângulo de repouso é ultrapassado, a frente de delta desmorona-se criando correntes turbidíticas, que depositam o material transportado desde que elas perdem a competência de os transportar. Da mesma maneira, em condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar acima do rebordo da bacia), a ruptura do ângulo de repouso (ou ângulo crítico) de um talude continental pode produzir importantes correntes de turbidez responsáveis da deposição de espessos cones submarinos no modelo proposto por Emiliano Mutti.

Ver : " Turbiditos "
&
" Talude "
&
" Nível Alto "

Figura 30 (Ângulo de Repouso, crítico) - Os movimentos gravitacionais de massa, que mobilizam o solo, as rocha ou ambos, ocorrem quando as forças de tracção, induzidas pela gravidade, sobretudo nas ladeiras, superam as forças de resistências, principalmente, as forças de atrito. Segundo Montgomery (1992), tais movimentos (desde que a força de cisalhamento supera o atrito) são determinado pelo ângulo de repouso, que é o ângulo de declive máximo, com o qual todo material se encontra numa situação estável. O ângulo de repouso varia função da natureza do material considerado. As partículas esféricas e arredondadas suportam um ângulo bastante baixo, quer isto dizer, que um montão de partículas esféricas e arredondadas tem, na ausência de qualquer cimento entre elas, uma morfologia, relativamente, achatada (pequeno ângulo de declive). Ao contrário, partículas irregulares e angulares podem constituir uma pilha ou montão muito mais mais íngreme, sem que as partículas se tornem instáveis. Por outro lado, quanto mais grosseiras forem as partículas maior é o ângulo de declive, ou seja, maior é a resistência do material ao escorregamento. O modelo (maneira bastante útil de fazer um pouco de luz de um mundo, muito imperfeitamente, conhecido), proposto por Pier Bak (1947) para estudar os sistemas sedimentares que se auto-organizam, quando em estado crítico, é, por vezes, utilizado para melhor compreender os sistemas de deposição turbidítica. Isto é verdade, quer para os sistemas turbidíticos de P. Vail (associados a descidas significativas do nível do mar relativo, que o põem o nível do mar relativo mais baixo do que o rebordo da bacia, ou seja, que exumem a plataforma continental e a parte superior do talude), quer para os sistemas turbidíticos de E. Mutti, nos quais as cheias dos rios e os deslizamentos, induzidos por instabilidades do rebordo continental e do talude, são determinantes (em condições geológicas de nível alto ou baixo do mar relativo). No modelo de P. Bak ilustrado nesta figura, quando o montão de areia está estável, o declive corresponde ao ângulo de repouso. Todavia, cada vez que se adicionam mais grãos, o equilíbrio da pilha de areia é rompido, quer isto dizer, que se produzem desmoronamentos até que o ângulo de repouso seja de novo restabelecido. A teoria dos sistemas (**) é, perfeitamente, explicada por este modelo. As características de um “Todo” (neste caso é o montão de areia, mas que na estratigrafia sequencial pode ser um cone submarino de talude ou de bacia) não se podem determinar pelo o estudo de cada grão de areia (“Parte”). Em outros termos, as características do montão de areia não correspondem a soma das características dos grãos ou, mais simplesmente, o montão tem características, que não correspondem a soma das características dos grãos. Este facto é, muitas vezes, esquecido por certos geocientistas, particularmente, por aqueles que trabalham no campo, que se concentram demasiado na análise dos detalhes dos afloramentos e perdem, muitas vezes, a perspectiva geológica regional e global. Com disse P. Bak, o estudo dos detalhes, neste exemplo, o estudo de cada um dos grãos de areia, é talvez muito interessante, podendo mesmo ser fascinante, mas nós e, particularmente, os geocientistas, não apreendemos a partir de detalhes, mas a partir, de generalidades. É por isso que a Estratigrafia Sequencial ajuda muito os geocientistas, uma vez, que ela parte do geral para o particular e não do particular para o geral. Isto explica, em parte, a razão pela qual a estratigrafia sequencial foi descoberta nas companhia petrolíferas e principalmente no EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), que dispunha de linhas sísmicas regionais (escala macroscópica) através de todos os tipos de bacias sedimentares, com as quais o contexto geológico é mais fácil de refutar do que a partir de observações de campo. Na maioria das teses de doutoramento, anteriores aos anos 80, os doutorandos esqueceram, quase sempre, que a “Teoria precede a Observação” (K. Popper, 1934). Os estudos estratigráficos, por exemplo, eram limitados a simples descrições litológicas dos afloramentos, o que é longe de ser o objectivo da estratigrafia. Na industria petrolífera, a finalidade das linhas sísmicas não é, ou não deve ser, a de determinar a geologia ou o potencial petrolífero de uma região, mas de testar as conjecturas ou hipóteses avançadas, à priori, pelos geocientistas.

(*) Muitos geocientistas opõem os sistemas turbidíticos de Emiliano Mutti aos sistemas turbidíticos de P. Vail, o que é um erro. Mutti considera e, provavelmente, com razão, que além dos turbiditos depositados em condições geológicas de nível do mar baixo (P. Vail) existem sistemas turbidíticos depositados em condições geológica de nível alto.

(**)  Teoria que estuda, de modo interdisciplinar, a organização abstrata de fenómenos, independentemente da sua formação e configuração presente, na qual um sistema é um conjunto de partes interagentes e interdependentes que, conjuntamente, formam um todo unitário com um determinado objetivo e que efectuam uma determinada função.

Ângulo do Talude (carbonatos & siliciclásticos)..........................................................................................................................Slope Angle

Ângulo do talude / Ángulo de talud / Böschungswinkel / 大陆坡角 / Угол наклона / Angolo della scarpata continentale

Declive da superfície de deposição entre a ruptura costeira e a ruptura da base do talude quer em carbonatos quer em siliciclásticos. O ângulo de talude marca o deslocamento para o mar quer da linha da costa (progradações deltaicas) quer do rebordo continental, que coincidem, mais ou menos, quando a bacia não tem plataforma continental (durante o prisma de nível baixo, PNB e durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, PNA). O ângulo de repouso dos taludes deltaicos e continentais nos intervalos siliciclásticos é mais pequeno do que o dos intervalos carbonatos, que neste último caso pode atingir valores entre 20º - 30°. É por isso que a identificação, nas linhas sísmicas, das progradações deltaicas é muito mais difícil que a identificação das progradações dos carbonatos, particularmente, dos recifes.

Ver: " Progradação "
&
" Bisel de Progradação "
&
" Recife "

Figura 31 (Ângulo de Talude, carbonatos & siliciclásticos) - Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Este dos EUA, a espessura da plataforma carbonatada de Wilmington (plataforma carbonatada do Cretácico / Jurássico) é, no flanco Sul, superior a 2500 metros. A inclinação dos reflectores internos da plataforma (linhas cronostratigráfica, ou seja, linhas tempo) ao longo das quais várias rupturas de inclinação das superfície de deposição se podem pôr em evidência como, a ruptura da linha de baía, ruptura costeira, ruptura continental, etc.) sublinha a evolução temporal da progradação do talude continental carbonatado. Como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, muito provavelmente, durante Cretácico Tardio, a plataforma carbonatada foi fossilizada por depósitos siliciclásticos que progradavam para o mar com um ângulo de repouso inferior ao ângulo das progradações do talude dos carbonatos. Teoricamente o material carbonatado suporta um ângulo de repouso muito maior do que o material siliciclástico. Esta fossilização pode ter-se feito da maneira seguinte: (i) Durante o Cretácico Tardio, a plataforma carbonatada foi submergida e “afogada” por uma ingressão marinha que a pôs debaixo da zona fótica (zona com luz do sol que permite a fotossíntese), o que, naturalmente, impediu a formação de carbonato ; (ii) Esta primeira ingressão marinha em aceleração (maior que a precedente), que deslocou a linha da costa para o continente, foi seguida por outras, cada vez mais importantes, que formam o que geocientistas chamam uma ingressão marinha completa (*); (iii) As ingressão marinhas (acréscimos de uma ingressão completa) estão separadas por períodos de estabilidade do nível do mar relativo, durante os quais a deposição retoma ; (iv) Cada acréscimo da subida do nível do mar relativo (ingressão marinha), obrigou a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa, sobretudo nas linhas sísmicas) a deslocar-se dezenas de quilómetros para montante (noroeste), criando, na topografia pré-existentes (sedimentos depositados), uma superfície de ravinamento significativa ; (v) Durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, que separam as ingressões marinhas, a deposição retomou e a linha da costa deslocou-se, pouco a pouco, para o mar (progradação), à medida que os sedimentos se depositaram para formar os paraciclos sequência, com biséis de agradação a montante e biséis de progradação a jusante ; (vi) Colectivamente, o deslocamento dos biséis de agradação costeiros para montante, depois de cada ingressão marinha criou, não só uma geometria, globalmente, retrogradante (intervalo verde), como também, condições geológicas de bacia afamada (subalimentada), na parte externa da plataforma continental, quer isto dizer, que ela criou condições geológicas com uma taxa de sedimentação muito fraca. Foi a este conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas que C. Emiliani, em 1991, chamou, colectivamente, transgressões (e não transgressão) ; (vii) Mais tarde, durante o depósito do intervalo alaranjado (provavelmente um prisma de nível alto), o nível do mar relativo continuou a subir, mas em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas com regressões sedimentares associadas cada vez mais grandes), o que permitiu, de maneira, mais ou menos, contínua, a progradação da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição para o mar ; (viii) A progradação dos siliciclásticos do Cretácico / Terciário reduziu, pouco a pouco, as dimensões da plataforma continental (plataforma carbonatada) até que a linha da costa (ruptura costeira de inclinação superfície de deposição) ficou coincidente com o rebordo continental ; (ix) A partir desse momento, toda a plataforma carbonatada subjacente foi fossilizada e a bacia passou a não ter plataforma continental. Pode dizer-se que a partir desse momento, a linha da costa (mais ou menos, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição), o rebordo continental e o rebordo da bacia são coincidentes (bacia sem plataforma). Obviamente, nesta tentativa de interpretação, que não foi feita ao nível hierárquico dos ciclos sequência, várias discordâncias (superfícies de erosão) podem pôr-se em evidência, pelas relações geométricas entre os reflectores (biséis de agradação e biséis somitais), dentro dos intervalos sísmicos considerados e, principalmente, dentro dos intervalos coloridos em azul e alaranjado.

(*) Uma ingressão marinha completa é o conjunto de ingressões marinhas (acréscimos de uma ingressão marinha completa) cada vez maiores sem que entre elas o nível do mar relativo desça.

Anomalia da Gravidade.................................................................................................................................................................Gravity Anomaly

Anomalie dea la gravité / Anomalía de gravedad / Schwerkraft-Anomalie / 重力异常 / Гравитационная аномалия / Anomalia gravità

Quando a gravidade é maior ou mais pequena do que o seu valor normal, o qual é, aproximadamente, 9,81 m/s2. A gravidade é das quatro forças fundamentais (força electromagnética, força fraca, força forte e gravidade) a menos conhecida e a que, para já, não se liga com a mecânica quântica. Ela conduz, por exemplo, à violação da conservação das probabilidades, quer isto dizer que ela cria probabilidades superiores a cem por cento. A gravidade corresponde ao potencial gravítico terrestre (grandeza física cujo valor, em cada ponto do campo é dado pelo trabalho realizado, pela unidade de massa, na deslocação de uma pequena quantidade dessa grandeza desde uma distância infinita até esse ponto). As anomalias laterais da gravidade são induzidas por uma distribuição anómala da densidade dos materiais que formam a Terra. A grande escala, as anomalias da gravidade, são, facilmente, obtidas graças aos dois satélites GRACE (“Gravity Recovery And Climate Experiment”), o que permitiu determinar o geóide terrestre (superfície definida por um potencial gravítico constante). Na estratigrafia sequencial, é importante não esquecer que a forma do geóide assemelha-se à do nível médio do mar. A superfície do oceano é, em si, uma superfície equipotencial, o que quer dizer, que o nível médio do mar não é o mesmo em qualquer ponto do globo. Isto é devido ao facto de que as anomalias locais de massa sob o oceano deformam, nas suas vizinhanças, a sua superfície do mar (há uma diferença de cerca de 180 m entre o nível do mar nas Maldivas e na Nova Guiné). Como a Terra não é nem uma esfera perfeita, nem um esferóide oblato perfeito, a superfície dos oceanos é utilizada como referência equipotencial, porque a água do oceano segue uma superfície potencial constante. Por outras palavras, se por qualquer razão o equilíbrio gravítico é rompido, a água do oceano escoa-se de maneira a restaurar o equilíbrio potencial.

Ver: " Geóide "
&
" Eustasia "
&
" Nível do Mar Geodésico "

Figura 32 (Anomalia da Gravidade) - Antes de mais lembremos que a teoria da relatividade foi desenvolvida devido ao facto que a teoria da gravidade de Newton foi construída na base de uma conjectura muito estranha: “O efeito da gravidade entre dois corpos, exprimido pela força mútua de atracção, era suposto propagar-se instantaneamente no espaço”. Isto quer dizer, que se um dos corpos mudasse de forma, o outro devia ser, imediatamente, informado, mesmo se a distância entre eles fosse de vários milhares de anos luz. Obviamente, isto está em contradição flagrante com a teoria da relatividade restrit (*) a de Einstein que diz que nada se pode propagar instantaneamente. Assim, foi sugerido que a gravidade não pode ser uma verdadeira força mas, provavelmente, uma manifestação, local, da curvatura do espaço. Desta maneira, o movimento da Terra à volta do Sol não é o resultado de uma acção instantânea da força de Newton, mas determinado pela presença maciça do Sol: “A curvatura do espaço diz à matéria como se deslocar e a matéria diz à geometria do espaço como se deformar“ (**). Tempo isto em conta, e para evitar questões embaraçosos, fazemos como a física, que admite que as suas leis não variam com o tempo, embora ela as transforme se factos novos falsificam um tal a priori. Dito de outra maneira, utilizando a teoria de Newton pode dizer-se: (i) Na Terra, a matéria não está distribuída nem uniformemente nem em camadas concêntricas ; (ii) O valor da gravidade muda de um lugar para outro em relação ao seu valor médio de 9,81 m/s2, o que explica a irregularidade dos perfis do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar referenciado ao centro da Terra), deduzidos a partir das anomalias da gravidade. Com efeito, como se pode deduzir da representação esférica ilustrada nesta figura, o nível do mar absoluto ou eustático não é plano. Em relação ao centro da Terra, o actual campo gravítico da Terra difere de um campo de gravidade uniforme com uma superfície de Terra aplanada. Não só a configuração actual do geóide (superfície equipotencial da gravidade, próxima do nível do mar médio) é, evidentemente, não estável, uma vez que, à superfície da Terra, a orientação do campo da gravidade muda assim como os factores que a controlam através do tempo geológico. Na realidade, existem grandes elevações e depressões do nível do mar médio (nível do mar absoluto). Entre as áreas em que o nível do mar absoluto é mais alto (próximo da Nova Guiné) e as mais baixas (próximo das ilhas Maldivas), há cerca de 180 metros de diferença. Teoricamente, isto quer dizer, que um barco navegando entre estas duas áreas, ao longo de uma superfície equipotencial da gravidade, não consumaria energia. Na morfologia da Terra, ilustrada nesta figura, a amplitude dos pontos altos do mar está exagerada de um factor 1 000 000 em relação ao raio da Terra. Como a configuração do actual geóide (superfície equipotencial mais próxima do nível do mar médio) não é estável (ela mudou ao longo dos tempos geológicos), ela deve ser tomada em linha de conta, quando se propõem correlações estratigráficas globais. A morfologia do geóide sugere que duas regiões, mesmo pouco separadas uma da outra, podem ter condições geológicas do nível do mar diferentes. Uma subida do nível do mar relativo, ou seja uma ingressão marinha, na costa Oeste do continente africano, pode criar condições de nível alto (nível do mar relativo mais alto do que o rebordo da bacia), enquanto que a mesma subida do nível do mar relativa, na costa Este, pode não ser suficiente para que nível do mar relativo suba acima do rebordo da bacia. Como a superfície do mar é uma superfície equipotencial, quando uma certa quantidade de água é adicionada, como a quando do degelo de uma calota glaciária, o equilíbrio equipotencial é rompido e a água adicionada desloca-se de maneira a que o equilíbrio seja restabelecido, o que permite de melhor compreender as variações eustáticas ou absolutas (variações ao nível planetário causadas por variações do volume de água no oceano global ou por variação do volume global das bacias oceânicas). Antes de se considerar uma discordância como global (induzida por uma descida do nível do mar absoluto ou eustático, que se verifica em todas as partes da Terra), tem de se testar uma tal conjectura com todos os dados disponíveis (linhas sísmicas, micropaleontologia, dados de campo, etc.). Mesmo se a conjectura não for refutada, ela deve ser considerada como uma simples hipótese de trabalho e não uma certeza, uma vez que ela nunca pode ser verificada. 

(*) Teoria que descreve a física do movimento na ausência de campos gravitacionais. A noção de variação das leis da física no que diz respeito aos observadores é que deu nome à teoria. O qualificativo de especial ou restrita quer dizer que ela se aplica apenas aos sistemas em que não se têm em conta os campos gravitacionais. Uma generalização desta teoria é a Teoria Geral da Relatividade, publicada igualmente por Einstein em 1915, incluindo os ditos campos gravitacionais. As leis do movimento de Newton aplicam-se, unicamente, a referências de coordenadas inerciais (sistemas dotados de uma velocidades constante).

(**) Etienne Klein, 2009- Les tactiques de Chronos, Flammarion. ISBN: 978-2-0812-2305-9

Anomalia Térmica (ciclo de Wilson).................................................................................................................................Thermal Anomaly

Anomalie thermique / Anomalía térmica (ciclos de Wilson) / Thermische Anomalie / 热异常 / Термальная аномалия (аномальный перепад температур) / Anomalia termica /

Anomalia que produz o alargamento (extensão, riftização) dos sedimentos de um supercontinente num ciclo de Wilson. As fases tectonicoestratigráficas de um ciclo de Wilson são: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (riftização), a qual induz a 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, com efeito 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 ; (7) Peneplanização 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) Novo cratão continental estável.

Ver: " Ciclo de Wilson "

Ápice do Delta...........................................................................................................................................................................................................Bifurcation Point

Apex (du delta) / Punto de bifurcación, Ápice del delta / Delta Scheitel, Delta Spitze /  顶点的三角洲  / Вершина дельты (точка ветвления) / Apice del delta (punto di biforcazione)

Ponto de difluência do canal fluvial que se localiza mais a montante e que marca o limite superior do delta (geralmente até onde entra a maré alta).

Ver: " Delta "
&
" Nível Alto (do mar) "
&
" Cortejo de Nível Alto (do mar) "

O ápice do delta de Zambeze (Moçambique) é facilmente reconhecido, quer na fotografia satélite, quer no esquema do delta, no qual estão cartografadas: (i) A Planície Deltaica Superior ; (ii) A Figura 33 (Ápice do Delta) - Os deltas são formados pela acumulação de sedimentos alóctones à frente de desembocaduras das correntes fluviais, quer no lagos, quer no mar, promovendo, neste último caso a progradação (deslocamento para o mar) da linha de costa. A acumulação sedimentar ocorre tanto acima como abaixo do nível do mar, quando ela é mais rápida do que a remoção dos sedimentos pelos processos costeiros de transporte de sedimentos. O ápice do delta de Zambeze (Moçambique), isto é, o ponto de difluência do canal fluvial que se localiza mais a montante do delta e que marca o limite superior do delta (geralmente até onde entra a maré alta) é, facilmente, reconhecido quer na fotografia satélite, quer no esquema do delta, no qual estão cartografadas: (i) A Planície Deltaica Superior ; (ii) A Planície Deltaica Inferior e (iii) Uma parte do Delta Abandonado. Um delta é um cortejo sedimentar, isto é, uma associação lateral de diferentes sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados entres, que se pode depositar, dentro de um ciclo sequência, quer em condições de nível baixo do mar, num prisma de nível baixo (PNB), quer em condições de nível alto, em geral, no prisma de nível alto (PNA) mas, por vezes, também no intervalo transgressivo (IT). Em geral, um delta é formado por uma associação lateral de sistemas de deposição contemporâneos, que caracterizam: 1) As camadas deltaicas sub-horizontais superiores ; 2) As camadas deltaicas inclinadas para o mar e 3) As camadas deltaicas sub-horizontais inferiores. As primeiras são formadas por areias, siltitos e argilitos da planície deltaica, que muito vezes, como no caso do delta de Zambeze, se podem depositar quer na planície deltaica superior (mais fluvial) ou quer na planície deltaica inferior (mais estuaria) e areias de frente de delta, que é um local de intensa deposição onde a morfologia deltaica é realmente estabelecida e onde os sedimentos mais grosseiros se depositam em barras à frente dos canais distributivos, cuja morfologia depende da: (a) Energia de escoamento ; (b) Diferença de densidade entre a água fluvial e a água. As camadas deltaicas inclinadas para o mar são formadas por argilitos do prodelta, que é localizado debaixo do nível de acção (erosiva) das vagas e onde predomina sedimentação fina (siltes e argilas). Nas camadas deltaicas sub-horizontais inferiores, que se depositam, por vezes, na base do prodelta, é possível reconhecer sistemas de deposição turbidítica de fácies arenosa (turbiditos proximais de Shell) associados com rupturas e deslizamentos da frente de delta. Cada sistemas de deposição é caracterizado por uma fácies particular, em geral, uma litologia e uma fauna associada (*). A fácies da planície deltaica é, fundamentalmente, siltosa, enquanto que a de frente do delta é, geralmente, arenosa e a do prodelta argilosa. As linhas cronostratigráficas da planície deltaica e frente de delta, isto as superfícies de deposição, são, praticamente, horizontais (camadas superiores), enquanto que as do prodelta são inclinadas para o mar (camadas inclinadas). Na parte distal do prodelta, podem depositam-se, em continuidade, intervalos sub-horizontais, conhecidos como camadas sub-horizontais inferiores que, em geral, têm uma fácies argilosa. Todavia, por vezes, nas camadas inferiores, isto é, na parte mais distal e baixa do prodelta, encontram-se pequenos lóbulos de areia de origem turbidítica, que certos geocientistas denominaram turbiditos proximais. De facto, à medida que um delta prograda o ângulo do talude deltaico, ou seja, mais ou menos, a inclinação do prodelta aumenta e pode atingir um ângulo crítico (que varia em função da profundidade de água), a partir do qual toda a progradação da frente de delta é impossível. Se o ângulo crítico for atingido, a frente de delta desmorona-se e cria pequenas correntes de turbidíticas que transportam os sedimentos costa abaixo para a parte distal e profunda do prodelta. Quando as correntes desaceleram, na base do talude deltaico, os sedimentos que elas transportam depositam-se formando pequenos lóbulos ou leque turbidíticos. Diz-se que a agradação permite a progradação, uma vez que, no campo e nas linhas sísmicas, em continuidade de sedimentação, por cima de um intervalo agradante se encontra, quase sempre, um intervalo progradante que se depositou a montante de um intervalo agradante profundo e a jusante de um intervalo agradante de água pouco profunda (regra das fácies de Johannes Walther, ou simplesmente lei de Walther, que Amanz Gressly tinha já perfeitamente compreendido).

(*) Armanz Gressly, não só reconheceu que as características sedimentológicas e paleontológicas das rochas, que ele denominou ”fácies", refletiam os processos de deposição em ambientes geomórficos específicos, mas também, compreendeu que as fácies ocorrem independentemente do tempo, e que o tempo e as rochas devem ser tratados com conceitos e vocabulários separados e , também, sugeriu que existem padrões previsíveis das relações entre as fácies.

Ápice do Estuário............................................................................................................................................Estuary Apex, Head of the Tide

Apex de l’estuaire / Limite de marea, Ápice del estuario / Flutgrenze / 河口的顶点 / Вершина устья реки / Apice dell'estuario /

Ponto mais a montante atingido pela maré de salinidade (corrente de maré que penetra nas fozes dos cursos de água).

Ver: " Estuário "

Aporte Sedimentar (acarreio)........................................................................................................................................................Sediment Supply

Apport terrigène / Aporte terrígeno, Aporte sedimentario / Sedimentversorgung / 沉积物供给 / Терригенный нанос / Apporto solido /

Um dos quatro factores que controlam a geometria dos ciclos estratigráficos e, em particular, a geometria dos ciclos sequência. Os outros três factores são : (i) Tectónica ; (ii) Eustasia e (iii) Clima. A interacção entre a tectónica (subsidência ou levantamento) e a eustasia gera mudanças do nível do mar relativo, as quais, dentro de um ciclo sequência, controlam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), sobretudo a montante do rebordo continental, o qual pode coincidir, mais ou menos, com a linha da (cortejos de nível baixo, CNB e 2a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto, PNA). O aporte terrígeno (clástico) determina quanto do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) é preenchido. O aporte terrígeno local num sistema deltaico, por exemplo, determina se, globalmente, a linha da costa se desloca para o mar (progradação), para o continente (retrogradação) ou se ela permanece mo mesmo lugar (estabilidade). Para a mesma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha), se o aporte terrígeno é fraco, a linha da costa pode retrogradar. Se o aporte terrígeno é forte, a linha da costa prograda. Quando o aporte terrígeno compensa a subida do mar relativo, a linha da costa não se desloca, fica estável. Sinónimo de Acarreio Sedimentar.

Ver: " Parâmetro de controlo »

Apron (Sistemas turbidíticos)...........................................................................................................................................................................................................................................Apron

Tablier / Apron / Schürze (Geologie) / 围裙（地质） / Фартук (геология) / Apron (geologia)

Depósito argiloso situado na base do talude continental que forma o substrato dos cones turbidíticos de talude (CST) e que é fossilizado quer pelos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos), quer pelos preenchimentos dos canais ou depressões turbidíticas (anomalias batimétricas negativas entre lóbulos turbiditicos). Em certos casos, a parte distal do apron pode ser coberta pelos cones submarinos de bacia (CSB). Sinónimo de Avental ou Depósito de Base de Talude.

Ver : « Cone Submarino de Talude »
&
« Cone Submarino de Bacia »
&
« Turbiditos »

Figura 34 (Apron, sistemas turbidíticos) - O apron ou avental, faz parte dos cones submarinos de talude (CST) que, segundo o modelo de EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) referenciado, quase sempre, por modelo de P. Vail, se depositam dentro de um ciclo sequência quando as condições geológicas são de nível baixo do mar, o que nem sempre é o caso no modelo de E. Mutti (grandes inundações, rupturas do rebordo e talude continental, etc., podem acontecer em condições geológicas de nível alto). O apron sustenta os diques marginais naturais turbidíticos e a depressão ou canal (quando há erosão) entre os lóbulos (leques turbidíticos), a qual, mais tarde, é preenchida, em retrogradação, por sedimentos arenosos ou argilosos. O apron pode depositar-se, directamente, sobre os cones submarinos de bacia (CSB), quando estes estão conectados à base do talude continental. Como ilustrado nesta figura, os cones submarinos do talude (CST) são, em geral, compostos por: (i) Apron ; (ii) Depósitos de Transbordo ; (iii) Preenchimentos de Depressões ou Canais ; (iv) Diques Marginais Naturais Turbidíticos ; (v) Argilitos Distais e (vi) Argilitos de Abandono. Os argilitos de abandono depositam-se na parte superior dos preenchimentos dos canais ou das depressões entre os lóbulos laterais, quando estes se tornam inactivos. A morfologia dos registos eléctricos dos cones submarinos é característica. Como ilustrado, os cones submarinos de bacia (CSB) numa diagrafia RG, ou seja, diagrafia de raio gama e numa diagrafia PS (potencial espontâneo) são caracterizados por uma geometria cilíndrica (limites abruptos). A diagrafia de raio gama mede a radioactividade natural total, relacionada com a presença de isótopos radioactivos emissores de raios gama, como o potássio, tório, etc., o que permite detectar bancos finos radioactivos. A diagrafia PS mede a diferença entre o potencial de um eléctrodo fixo à superfície e o potencial do eléctrodo que se desloca no furo da sondagem, a qual nos dá uma ideia dos componentes argilosos, porosidade e permeabilidade, o que permite determinar a resistividade da água de formação (*) (água que ocorre naturalmente dentro dos poros da rocha) e a sua salinidade. Os cones submarinos de talude (CST) têm uma diagrafia do raio gama (RG) e do potencial espontâneo (PS), globalmente, vacilante (alternância de picos altos e baixos). O apron tem uma diagrafia do potencial espontâneo, mais ou menos, linear e uma diagrafia do raio gama de fraca amplitude, mas com uma geometria, global, crescente para cima. As diagrafias PS e RG dos depósitos de transbordo têm geometrias oscilantes e as dos preenchimentos das depressões ou canais têm uma geometria, globalmente, decrescentes para cima. Nos cortes geológicos e linhas sísmicas longitudinais (mais ou menos perpendiculares ao talude continental), o apron repousa, em geral, contra um sopé continental por biséis de agradação marinhos. Por outro lado, ele pode repousar, directamente, sobre os cones submarinos de bacia (CSB). Todavia, quando os cones submarinos de bacia (CSB) estão desconectados da base do talude continental, os cones submarinos de talude (CST) e, particularmente, o apron, repousam, directamente, sobre o limite inferior do ciclo estratigráfico a que ele pertence, o qual, na planície abissal, é uma paraconformidade que correlaciona a montante com a discordância da base do ciclo estratigráfico. Não esqueça que aquilo a que muitos geocientistas chamam canal turbidítico corresponde, a maior parte das vezes, a uma anomalia topográfica negativa (sem erosão), ou seja, à depressão (área sem depósito), que se forma entre os primeiros diques marginais naturais turbidíticos. Essa depressão, que se acentua à medida da deposição dos diques marginais naturais, é, mais tarde, fossilizada por sedimentos retrogradantes quando dentro do ciclo eustático associado, o nível do mar relativo começa a subir. Os argilitos de abandono e o envelope pelágico que fossilizam, os cones submarinos de talude (CST) depositam-se num período de tempo que excede, e de muito, o tempo de deposição dos cones submarinos (CSB), os quais, em termos geológicos podem ser considerados como depósitos instantâneos. Os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST) assim como o prisma de nível baixo (PNB) são subgrupos de cortejos que formam o grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB). Da mesma maneira, o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA) são subgrupos de cortejos sedimentares que compõem o grupo de cortejos de nível alto (CNA).

(*)   A água dos fluidos introduzidos numa formação através de perfuração ou outras interferências, tais como lama e água do mar, não faz parte da água de formação. Água de formação ou água intersticial, pode não ter sido a água presente quando a rocha foi, originalmente, formada. A água conata é a água presa nos poros de uma rocha durante a sua formação, a qual ser chamada água fóssil.

Área de Transferência (dos sedimentos) ............................................................................................................................Bypassing Area

Aire de transfert / Área de transferencia / Zwischenablage / 绕过面积 / Байпасирующая (обводная) зона / Area di trasferimento

Zona sem depósito ao longo da qual os sedimentos são transportados, em geral, por correntes de gravidade, para as áreas mais profundas da bacia. As zonas de transferência ou de trânsito sedimentar são frequentes, quer nos sistemas fluviodeltaicos, quer nos sistemas fluvioturbidíticos.

Ver: " Acarreio Sedimentar "
&
" Sistema Rio-Delta "
&
" Turbiditos "

Figura 35 (Área de Transferência, dos sedimentos) - A zona de transferência sedimentar é uma zona onde não há deposição. Ela é limitada às zonas de transferência da planície aluvial e da parte superior do talude continental, onde se iniciam, a maior parte, das correntes turbidíticas (correntes de turbidez). A deposição efectua-se, quer nas partes profundas da bacia, a partir do momento em que as correntes de gravidade perdem velocidade e, por conseguinte, competência, quer perto da linha da costa junto à embocadura dos rios. Isto quer dizer, que nos sistemas fluvioturbidíticos, a zona de transferência estende-se até à base do talude continental, enquanto que nos sistemas fluviodeltaicos ela não ultrapassa a linha da costa, a jusante da qual se depositam os depósitos deltaicos. Em certas áreas destes sistemas, a subsidência não é adequada, quer isto dizer, que é ela não é suficiente para que um nível de base temporário de deposição seja atingido durante intervalos de tempo frequentes. Para haver sedimentação a montante do rebordo de uma bacia sedimentar que, por vezes, coincide com o rebordo continental, em particular, quando a bacia tem plataforma, acomodação (espaço disponível para os sedimentos) tem que ser criada ou aumentada. Isto quer dizer que tem que haver uma subida do nível do mar relativo, ou seja, tem que ocorrer uma ingressão marinha. Todavia, durante a ingressão marinha, em geral, não há deposição. Uma ingressão marinha desloca, unicamente, a linha da costa para o continente, o que cria, em geral, na topografia pré-existente, isto é, no topo dos sedimentos já depositados, uma superfície de ravinamento. A deposição faz-se, sobretudo, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada acréscimo do nível do mar relativo, à medida que a linha da costa se desloca, outra vez, para o mar (regressão sedimentar). Um grande número de observações de campo, feitas em diferentes tipos de bacias sedimentares, sugere que a quantidade de material depositado é, geralmente, inferior a quantidade do acarreio terrígeno. A hipótese de que a sedimentação é, localmente, restrita ou mesmo interrompida em certos intervalos de tempo, durante os quais uma parte ou mesmo todo o acarreio terrígeno é transferido para outras áreas, é, por vezes, avançada para explicar tais observações. Muitos geocientistas pensam que a maior parte da sedimentação, nos mares epicontinentais e plataformas, é controlada pelos perfis de equilíbrio provisório dos rios, os quais parecem, também, controlar a sedimentação nos ambientes neríticos, onde a influência das zonas de transferência e as descontinuidades de sedimentação são importante. Segundo Emiliano Mutti, a compreensão destas influências é a chave de muitos problemas ligados à estrutura, estratificação, geometria e espessura dos sedimentos em horizontes tempo equivalentes. Tendo em conta que nos esquemas ilustrados nesta figura, as condições geológicas são de nível alto do mar, uma vez que a linha costa está a montante do rebordo da bacia, o que quer dizer que o nível do mar relativo está acima do rebordo da bacia, pode dizer-se que num sistema fluviodeltaico, de montante para jusante, a maioria dos sistemas de deposição são não marinhos: (i) Cone aluvial ; (ii) Rio Entrelaçado ou entrançado ; (iii) Rio Meândrico (que tem meandros) e (iv) Embocadura do rio com os sedimentos costeiros associados. Ao contrário, num sistema fluvioturbidítico, que é caracterizado por inundações catastróficas recorrentes, os sistemas de deposição são, principalmente; (i) Marinhos de água pouco profunda (localizados na área continental submersa que corresponde, sobretudo, à zona de transferência do acarreio sedimentar, criado pela erosão) e (ii) Marinhos de água profunda, sobretudo cones submarinos (de bacia ou de talude). Os sistemas de deposição fluvioturbidíticos explicam, segundo E. Mutti, um grande número de depósitos turbidíticos, particularmente, os depositados durante condições geológicas de nível alto do mar, os quais não se podem explicar pelo modelo de P. Vail. Com efeito, o modelo de EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) ou modelo de P. Vail para os depósitos turbiditos profundos, como diz a grande maioria dos geocientistas, assume que eles estão associados, directa ou indirectamente, a uma descida significativa do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (*) exumando a plataforma continental, se a bacia tinha uma plataforma, e a parte superior do talude continental.

(*) O termo bacia é aqui utilizado ao nível de um ciclo sequência. Dentro de um ciclo sequência, no início da deposição (grupo de cortejos de nível baixo) a bacia não tem plataforma. Depois, durante o depósito do intervalo transgressivo (IT) e da 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a bacia tem uma plataforma continental. Finalmente, se a 2a fase de desenvolvimento do prisma de alto nível se depositou, o que nem sempre é o caso, a bacia deixa, outra vez, de ter uma plataforma continental. Assim, quando um geocientista diz que a bacia tinha uma plataforma, ele está a referir-se ao momento de deposição do intervalo transgressivo (IT) ou da 1a fase do prisma de nível alto (PNA) do ciclo sequência considerado. Da mesma maneira, ele diz que a bacia não tem plataforma continental, ele está a referir-se, ao período de tempo deposição do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo e da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (se esta se depositou), de um determinado ciclo sequência.

Areia de Transbordo (turbiditos).................................................................................................................................Outer Bend Splay Sand

Sable de débordement (turbidites) / Arena de desborde (turbiditas) / Overflow Sand (Turbiditen) / 溢出砂（浊流） / Приносимый приливом песок / Sabbia di troppopieno (torbiditi)

Areia associada aos diques marginais naturais turbidíticos dos cones submarinos de talude (CST). As areias de transbordo (areias e lama) são depositadas quando uma corrente turbidítica transborda a depressão ao longo da qual ela se escoava em direcção das partes profundas da bacia (planície abissal). Uma corrente turbidítica transborda quando a sua altura excede a capacidade de transporte ao longo da depressão que, por vezes, corresponde a um canal turbidítico (quando há erosão). Os horizontes arenosos associados com este tipo de depósito são, relativamente, pouco espessos. Em geral, eles não ultrapassam 1-2 m de espessura. Localmente, em certas condições, os horizontes com areia de transbordo podem ser considerados como rochas-reservatório potenciais acessórias ou suplementares.

Ver: « Turbiditos »
&
« Cone Submarino do Talude »
&
« Cortejo Sedimentar »

Figura 36 (Areia de Transbordo, turbiditos) - Esta fotografia ilustra um detalhe de um sistema de deposição turbidítica (cones submarinos de talude, CST) de idade Eocénico, a Este da Turquia. Estes depósitos fazem parte do subgrupo médio do grupo de cortejos de nível baixo (CNB). O subgrupo inferior corresponde aos cones submarinos (CSB), enquanto que o prisma de nível baixo (PNB) forma o subgrupo superior. O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) com o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) formam um ciclo sequência completo que se depositou durante um ciclo eustático de 3a ordem, caracterizado por ter uma duração entre 0.5 My e 3-5 My. Dentro do ciclo eustático, o subgrupo dos cones submarinos de talude deposita-se quando o nível do mar relativo desce em desaceleração (curva de variação do nível do mar relativo decrescente com geometria côncava) e, provavelmente, também, no início da subida em aceleração (sector inferior da curva crescente). Pelas relações geométricas das terminações dos planos de estratificação, podem, facilmente, reconhecer, nesta fotografia: (i) Os preenchimentos das depressões entre os diques marginais naturais turbidíticos, que, por vezes, mas não neste caso, correspondem a canais turbidíticos (quando há erosão) ; (ii) Os diques marginais naturais turbidíticos e (iii) Outros depósitos de transbordo ou de galgamento. No campo, as relações espaciais entre os diferentes corpos sedimentares, que constituem os cones submarinos de talude (CST) são mais fáceis de determinar do que nas linhas sísmicas, devido a resolução sísmica. Todavia, mesmo no campo (escala natural ou 1:1), a diferenciação entre os diques marginais naturais e os outros depósitos de transbordo é, por vezes, subtil, uma vez que ela é mal definida e baseada, a maior parte das vezes, unicamente, no teor de areia. De entre todos os depósitos de transbordo, os diques marginais naturais turbidíticos são os que têm maior teor em areia, o qual, contudo, é, frequentemente, inferior ao teor de areia dos preenchimento das depressões entre os diques ou dos canais turbidíticos (embora, em certos casos, eles possam estar, totalmente, preenchidos por sedimentos argilosos). No offshore profundo de Angola, a maior parte das rochas-reservatório de idade Terciário dos campo petrolíferos correspondem aos preenchimento das depressões entre os diques marginais naturais turbidíticos. Os canais turbidíticos de certos geocientistas, que a maior parte das vezes, correspondem aos preenchimentos das depressão criadas por ausência de deposição, entre os diques marginais naturais turbidíticos e não ao preenchimento de canais produzidos pela acção erosiva das correntes turbidíticas, são sempre posterior aos depósitos de transbordo. A grande maioria destes preenchimentos faz-se em retrogradação (espessamento em direcção do continente) quando o nível do mar relativo começa a subir. Como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de detalhe de uma linha sísmica do offshore da Costa do Marfim, a morfologia das estruturas em asas de gaivota (em voo) e a formação dos diques marginais naturais dos sistemas turbidíticos é muito diferente da dos diques marginais naturais fluviais. Uma corrente fluvial, ao contrário de uma corrente turbidítica (fluxo de uma mistura de água e sedimentos que se desloca devido a acção da gravidade, sem influência significativa do meio no qual ela se escoa), necessita de um álveo (leito) ou seja, ela necessita de uma depressão na crusta terrestre sobre a qual ela se escoa costa abaixo, enquanto que uma corrente turbidítica não. A superfície basal dos diques marginais naturais fluviais é sublinhada por biséis de progradação, de cada lado do leito, que têm uma vergência oposta. Ela é sempre mais alta que o leito do curso de água. Os diques marginais naturais turbidíticos e, em particular, os primeiros a depositar-se estão ao mesmo nível de passagem da corrente. À medida que os diques naturais turbidíticos se depositam, como não há deposição entre eles, as correntes turbidíticas posteriores são, em geral, mais ou menos, canalizadas e transbordarão se a sua altura for maior do que a altura da depressão onde elas se escoam.

(*) A resolução sísmica vertical é, mais ou menos, tamanho que um objecto tem que ter para ser visto numa linha sísmica. Os intervalos estratigráficos com uma espessura igual a 1/4 do comprimento de onda das ondas sísmicas podem ser reconhecidos. A resolução sísmica horizontal é derivada da zona de Fresnel, uma vez que as ondas se deslocam em três dimensões e se propagam sobre uma área cada vez maior à medida que se afastam da fonte. Os objectos com uma extensão lateral superior à zona de Fresnel serão visíveis.

Arenito Retrogradante..............................................................................................................................................Retrogressive Sandstone

Grès rétrogressif / Arena retrogradante / Rückschrittlich Sandstein / 倒退砂岩 / Регрессивный песчаник / Arenaria retrogressiva

Arenito depositado nos paraciclos sequência do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência. Individualmente, cada paraciclo sequência traduz um episódio sedimentar regressivo. Todavia, colectivamente, no intervalo transgressivo (IT), eles formam um intervalo, globalmente, retrogradante, devido a um acarreio sedimentar que se torna insuficiente devido à criação e aumento de extensão da plataforma continental induzida por subida do nível do mar relativo em aceleração (ingressão marinhas cada vez mais importantes regressões sedimentares cada vez mais pequenas). Nos arenitos retrogressivos, as progradações e estratificações oblíquas, com vergência para o mar (indicam o sentido do aporte terrígeno) são predominantes, uma vez que a grande maioria dos sedimentos clásticos vêm da terra e não do mar.

Ver: « Cortejo Sedimentar »
&
« Mudança do Nível do Mar Relativo »
&
« Intervalo Transgressivo »

Figura 37 (Arenito Retrogradante) - Antoine Laurent de Lavoisier (1789) foi, depois do embaixador francês no Egipto, De Maillet (*), um dos primeiros cientistas a considerar, o que hoje se chama eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, variações do nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), como o factor principal da ciclicidade dos depósitos sedimentares. Lavoisier interpretou os arenitos litorais da bacia geográfica de Paris, como arenitos retrogradantes, depositados em associação com sucessivas subidas do nível do mar relativo que hoje se chamam ingressões ou transgressões marinhas. Como ilustrado nesta figura, a geometria do conjunto destes arenitos sugere, fortemente, um deslocamento, em direcção do continente, da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa, nas linhas sísmicas) a cada subida do nível do mar relativo. Na estratigrafia sequencial, uma subida do nível do mar relativo, uma subida relativa do nível do mar, uma ingressão marinha e um paraciclo eustático são sinónimos. Os sedimentos depositados entre duas subidas consecutivas do nível do mar relativo (sem que haja uma descida do nível do mar relativo entre elas), isto é, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada paraciclo eustático, são limitados por duas superfícies de ravinamento. Eles formam o que se chama um paraciclo sequência que, em geral, tem uma configuração interna progradante e é formado por um ou vários cortejos sedimentares, quer isto dizer, formados por uma associação lateral de diferentes sistemas de deposição (litologia e uma fauna característica, o que é, mais ou menos, equivalente a uma fácies (**) síncronos e geneticamente ligados entre eles. A cada ingressão marinha, isto é, a cada deslocamento da linha da costa para o continente, induzido por uma subida do nível do mar relativo, forma-se, sobre a topografia pré-existente, uma pequena superfície de erosão que os geocientistas chamam superfície de ravinamento. Aquilo que muitos geocientistas chamam, de maneira um pouco abusiva, uma “transgressão” (***) corresponde, ao conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes (subidas do nível do mar relativo em aceleração) e das regressões sedimentares associadas cada vezes mais pequenas, as quais são depositadas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas. Foi a um tal conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas que, globalmente, tem uma geometria retrogradante, que C. Emiliani (1992) chamou transgressões e não transgressão. Na realidade, como ilustrado no esquema geológico, nunca se pode dizer que um paraciclo sequência é uma transgressão, uma vez que são necessários vários paraciclos sequência, para que, colectivamente, se desenvolva uma a geometria, globalmente, retrogradante se a taxa de deposição for inferior à taxa de acomodação. De facto, é a sucessão vertical de regressões sedimentares, cada vez menos importantes, por deficiência de acarreio terrígeno, que cria, a morfologia global retrogradante característica dos depósitos transgressivos. A cada subida do nível do mar relativo, a ruptura costeira da superfície de deposição desloca-se para montante, o que aumenta a área da plataforma continental. Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que segue uma subida r do nível do mar relativo, o acarreio terrígeno desloca a ruptura da superfície de deposição para jusante. Todavia, devido a uma deficiência do acarreio terrígeno, a linha da costa não atinge a posição, que ela tinha antes da subida do nível do mar relativo. Esta progradação insuficiente da linha da costa repete-se a cada período de estabilidade do nível do mar relativo. Há muitos anos atrás, na Universidade que os autores frequentaram, era nos ensinado que : “Quando o mar transgride, as areias regridem, por isso, uma transgressão sedimentar é, simplesmente, um conjunto de regressões sedimentares”.

(*) Benoît de Maillet nasceu dia 12 de Abril de 1656 em Saint-Mihiel (Meuse) e morreu dia 30 de Janeiro de 1738 em Marselha. Foi cônsul da França no Egito e inspector dos estabelecimentos franceses no Levante. É o autor de uma obra clandestina -Telliamed - (palíndromo de “de Maillet) que influenciou muito os naturalistas do Iluminismo, como Darwin e Lamarck e rompeu o mito do dilúvio bíblico.

(**) A definição original de Armanz Gressly de fácies (E. Wegmann, «L'exposé original de la notion de faciès par A. Gressly (1814-1865)», in Sciences de la Terre, 9, 1963, 83-119), corresponde basicamente a uma litologia e sua fauna associada. Todavia, actualmente, muitos geocientistas considerem uma fácies como um corpo de rocha com características especificas, que podem ser qualquer atributo nele observável, como a sua composição, condições de formação e mudanças que possam ocorrer nesses atributos numa área geográfica.

(***) Uma transgressão é uma invasão das terras pelo o mar. Todavia, certos geocientistas utilizam este termo para designar o deslocamento, global, dos depósitos costeiros para o mar, o que é muito diferente da definição original transgressão.É certamente, para evitar confusões que outros as expressões “transgressão marinha” e “ transgressão sedimentar” são, por vezes utilizadas.

Argila Vermelha Abissal...............................................................................................................................................................Abyssal Red Clay

Argile rouge abyssale / Arcilla roja abisal / Abyssich rot Ton / 深海红粘土 / глубинное красной глины / Abyssale argilla rossa /

Sedimento terrígeno com cerca de 30-40% de minerais argilosos e menos de 30% de carbonato de cálcio, enriquecida por óxidos de ferro. Os argilitos formados por este tipo de sedimento que depositam-se nos grandes fundos abissais (mais ou menos, 5000 metros) não contém nenhuma matéria orgânica. A litificação deste tipo de sedimento forma um argilito, que certos geocientistas, preferem chamar rocha argilosa (o termo argila designa uma partícula ou sedimento com uma determinada granulometria e não uma rocha).

Ver: " Parâmetro de controlo "

Argilito de Abandono (turbiditos)....................................................................................................................................Abandonment Shale

Argile d'abandon / Arcilla de abandono / Argila Ausfallende / 放弃页岩 / Глина, оставшаяся в покинутом русле реки / Argilla abbandono /

Nível ou níveis de rochas argilosas depositadas nos canais (ou depressões) e diques naturais marginais dos complexos turbiditicos submarinos e, particularmente, nos cones submarinos de talude (CST), desde que estes se tornam inativos. A presença de níveis argilosos semelhantes acima dos cones submarinos de talude permite, por vezes, a retenção de hidrocarbonetos nas armadilhas estratigráficas ou morfológicas por justaposição, quer nas rochas-reservatório, que preenchem os canais (ou depressões), quer nas rochas-reservatório arenosas dos depósitos de transbordo.

Ver: “ Shale ”
&
" Cone Submarino de talude "
&
" Depósito de transbordo (canal) "

Figura 38 (Argilito de Abandono, turbiditos) - Nesta linha sísmica do Golfo do México, o qual, na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) corresponde a uma bacia sedimentar tipo mediterrânico, ou seja, corresponde a uma bacia panónica que sofreu uma ruptura que induziu oceanização (alastramento oceânico) e a formação de um mar marginal, os sistemas de deposição de água profunda são predominantes, particularmente os cones submarinos turbidíticos. Nesta linha sísmica, os cones submarinos de talude (CST) são, facilmente, identificados pela geometria das estruturas em asas de gaivota de P. Vail. Dentro dos ciclos sequência, nas partes mais distais da bacia, podem, igualmente, reconhecer-se cones submarinos de bacia (CSB), que nesta linha parecem existir à volta de 3 segundos de profundidade, mas não são muito evidentes. A migração e sobreposição vertical dos preenchimentos dos “canais turbidíticos” que, na realidade, são os preenchimentos das depressões (áreas sem depósito) entre os diques marginais naturais turbidíticos, são enfatizadas por horizontes de argilitos de abandono que têm uma forte amplitude sísmica. Neste exemplo, os intervalos turbidíticos têm poucas reflexões associadas, o que, provavelmente, significa que a fácies (litologia e fauna associada) é, relativamente, homogénea e, provavelmente, argilosa. Ao contrário, os horizontes associados com os argilitos de abandono (indicados pelas flechas) são enfatizados por reflectores sísmicos de forte amplitude (provavelmente induzidos por superfícies endurecidas), em particular, os que fossilizam os preenchimentos entre os diques marginais naturais. Os argilitos correspondem quase sempre a argilitos pelágicos (não transportados por correntes de turbidez), cujo tempo de deposição contrasta, fortemente, com o dos depósitos turbidíticos. Enquanto que os intervalos turbidíticos se depositam quase instantaneamente (tempo geológico), os argilitos de abandono, que, em geral, os separam, têm um tempo de deposição que pode durar centenas, ver mesmo mesmo milhares de anos. Pode-se dizer que: (i) A sedimentação dos intervalos turbidíticos é, principalmente, lateral ; (ii) Os sedimentos são transportados por correntes de turbidez ; (iii) A sedimentação dos argilitos de abandono é vertical ; (iv) As argilas (partículas) tombam, lentamente, através da coluna de água para se depositarem no fundo do mar. De uma maneira geral na geologia mas, particularmente, na estratigrafia sequencial e sobretudo neste tipo de depósitos, o conceito de completude (“completness” dos geocientistas de língua inglesa) de um intervalo sedimentar é muito importante para bem compreender as taxas de sedimentação. Quando a completude, que é a relação entre o tempo de deposição e o tempo total de um intervalo sedimentar, é 1, o que é muito raro, o intervalo de tempo entre os limite inferior e superior é igual ao tempo efectivo de deposição. Quando a completude de um intervalos sedimentar é 0,5, isto quer dizer, que tempo efectivo de deposição é metade da diferença de tempo entre os limites inferior e superior do intervalo. A completude de uma camada turbidítica é próxima de 1, enquanto que a completude de uma camada pelágica (camada E na terminologia de Bouma), que a cobre, é muito pequena (cerca de 0.1). Uma taxa de sedimentação de um intervalo, calculada sem ter em conta a completude, o que é muito frequente, não tem nenhuma significação geológica e pode ter consequências graves. Sobre este assunto P. M. Sadler (1981) (*), evidenciou que numa compilação de quase 25000 determinações, taxas de sedimentação são, extremamente, variáveis, repartindo-se, pelo menos, em 11 ordens de grandeza e que uma grande parte desta variação resulta da compilação de taxas determinadas para diferentes períodos de tempo: (i) Há uma tendência sistemática de diminuição da taxa de sedimentação com o aumento do período de tempo ; (ii) Os gradientes de tais tendências variam com o ambiente de deposição ; (iii) Embora o erro de medida e a compactação contribuam para essas diminuições, elas são, principalmente, a consequência de uma sedimentação descontínua e instável ; (iv) O caráter essencial da instabilidade pode ser cíclico ou aleatório, mas a acumulação efectiva é caracterizada por flutuações cuja magnitude aumenta com o aumento do intervalo de recorrência ou de repetição ; (v) As taxas de acumulação mediana de longo a curto prazo fornecem uma medida da completude esperada das seções estratigráficas sedimentares, na escala de tempo da taxa de curto prazo. A completude esperada deteriora-se à medida que são consideradas escalas de tempo mais finas.Nesta linha sísmica no Golfo do México, o qual corresponde a uma bacia sedimentar de tipo mediterrânico, ou seja, uma bacia pannónica que sofreu uma oceanização, os sistemas de deposição de água profunda são predominantes. Os cones submarinos de talude (CST) são, facilmente, identificados pela geometria em asas de gaivota. Nas partes mais distais da bacia, pode-se, igualmente, reconhecer os cones submarinos de bacia (CBS), que nesta linha não são muito evidentes. A migração e sobreposição vertical dos preenchimentos de canais, que, na realidade, são as depressões (áreas sem depósito) entre os diques marginais naturais, são enfatizadas por horizontes de argila de abandono (forte amplitude). Neste exemplo, os intervalos turbidíticos têm poucas reflexões associadas, o que, provavelmente, significa que o fácies (litologia) é, relativamente, homogéneo e argiloso. Ao contrário, os horizontes associados com os argilitos de abandono são realçados por reflectores sísmicos de forte amplitude, em particular, os que fossilizam os preenchimentos entre os diques marginais naturais. Os argilitos correspondem quase sempre a argilitos pelágicos (não transportados por correntes de turbidez), cujo tempo de deposição contrasta, fortemente, com o dos depósitos turbidíticos. Enquanto que  os intervalos turbidíticos se depositam quase instantaneamente (tempo geológico), os argilitos de abandono, que, em geral, as separam, têm um tempo de deposição que pode durar centenas, até mesmo milhares de anos. Assim, pode-se dizer que: (i) A sedimentação dos intervalos turbidíticos é, principalmente, lateral ; (ii) Os sedimentos são transportados por correntes de turbidez ; (iii) A sedimentação dos argilitos de abandono é vertical e (iv) As partículas de argila pelágica tombam lentamente através da coluna de água para se depositarem no fundo do mar.

(*) 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

Argilito Externo (de transbordo).........................................................................................................................Distale overbank mudstone

Argillite externe (de débordement) / Arcilita externa (de transbordo) / Distale Übersarung Tonstein /远端漫滩泥岩/Дистальный сбросовый сланец /Argilliti esterno (spillover)

Rocha argilosa depositada na parte externa dos diques marginais naturais turbidíticos associados aos cones submarinos de talude (CST), quando as correntes turbidíticas transbordam a anomalia morfológica entre os diques marginais naturais já depositados, onde elas se escoam, a qual, por vezes, corresponde a um canal (quando há erosão).

Ver: " Apron "
&
" Cone submarino de Talude "
&
" Corrente Turbidítica "

Figura 39 (Argilito Externo, de transbordo) - O termo argilito é, aqui, utilizado para designar uma rocha sedimentar composta de argila e lodo, mais ou menos, laminar, sem fissilidade e, sobretudo, não anquimetamórfica (o anquimetamorfismo é a primeira fase do metamorfismo com recristalização da ilite, por exemplo). Quando um argilito é compactado e adquire uma fissilidade significativa, muitos geocientistas chamam-lhe “shale” (*). Assim pode falar-se de argilitos externo de transbordo para designar as rochas argilosas distais do apron de um cone submarino de talude (CST) que terminam por biséis de progradação (com vergência oposta) quer sobre os cones submarinos de bacia (CSB) quer contra a discordância inferior do ciclo sequência ao qual os cones submarinos pertencem. Na realidade, dentro de um ciclo sequência, que é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (**), caracterizado por ter uma duração entre 0,5 My e 3-5 My, os cones submarinos de bacia (CSB) podem estar, completamente, desconectados da base do talude continental e não ser cobertos pelos cones submarinos de talude (CST). Eles podem ser fossilizados pelos segmentos distais das progradações do prisma de nível baixo (PNB) ou mesmo, em casos extremos, pelas progradações distais do prisma de nível alto (PNA). Como ilustrado neste esquema, na maioria dos casos, os argilitos externos de transbordo, assim como os diques marginais naturais turbidíticos, não são contemporâneos mas mais antigos que os sedimentos que preenchem a depressão (ou o canal, quando há erosão), por onde passaram as correntes que em transbordando os depositaram. A fácies (litologia e fauna associada) dos diques marginais naturais é, basicamente, argilosa. O teor de areia é, geralmente, baixo e a espessura dos horizontes arenosos, raramente, atinge um metro, mesmo na parte mais grossa, perto da depressão central. Em casos muito particulares, os horizontes de areia podem ser considerados, como rochas-reservatório secundárias. Todavia, eles podem aumentar, ligeiramente, as reservas de um campo petrolífero, mas, raramente, por si só, formam acumulações, economicamente, viáveis. Por outras palavras, quando os níveis de areia dos diques marginais naturais turbidíticos são saturados de petróleo, eles correspondem, na maioria dos casos, a recursos (quantidade de um mineral ou de uma rocha existente, ou por descobrir, que pode, eventualmente, ser um dia extraída, mas que actualmente, por razões económicas ou técnicas, não pode ser extraída) e não a reservas (parte dos recursos de um determinado mineral ou rocha, como petróleo, que pode ser, actualmente, extraída da terra com lucro). As partículas mais finas dos depósitos de transbordo depositam-se mais longe da depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos. Esta depressão, que aumenta, gradualmente, à medida que as correntes turbidíticas transbordam pode, mais tarde (quando o nível do mar relativo começa a subir) ser preenchida, em retrogradação, quer por areia (morfologia biconvexa depois da compactação) quer por argila (morfologia convexa / côncava), função da composição das correntes. Quando o preenchimento é de areia, ele forma rochas-reservatório, como é o caso no offshore profundo de Angola e do Golfo do México. Argilitos externos de transbordo, como ilustrado nesta figura, são bem visíveis nos autotraços das linhas sísmicas no offshore do Paquistão (margem divergente tipo Atlântico sobrejacente a bacias de tipo rifte que alongaram o pequeno supercontinente Gondwana antes que este se fractura-se) em associação com os cones submarinos de talude, cuja dimensões são, extremamente, importantes, como ilustrado nesta figura (ver também a figura seguinte). A linha sísmica do autotraço aqui ilustrado é muito distal (offshore profundo com uma profundidade de água de cerca de 4 segundos t.w.t.). É por isso que não só as bacias de tipo rifte não são visíveis, e que os cones submarinos de talude repousam directamente sob a crusta vulcânica (que elas seja subaérea ou oceânica).

(*) Para a grande maioria dos geocientistas anglo-saxões um “shale” é uma rocha sedimentar clástica, de grão fino, composta de lama, ou seja, de uma mistura de flocos de minerais de argila e minúsculos fragmentos de outros minerais, especialmente quartzo e calcite (a proporção de argila para outros minerais é variável), caracterizado por apresentar rupturas ao longo de lâminas finas, folhas paralelas ou camadas com menos de um centímetro de espessura, denominada fissilidade. Os "mudstones", por outro lado, são semelhantes em composição, mas não mostram a fissilidade.

(**) Um ciclo eustático é uma onda (limitada entre entre dois pontos de inflexão consecutivos) da curva das variações do nível do mar relativo, a qual é construída pela combinação da curva das variações do nível do mar absoluto ou eustático e das variações tectónicas (subsidência ou levantamento) que ocorreram durante o mesmo período.

Arqueociato (fóssil)...........................................................................................................................................................................................................Archaeocyatha

Archéocyathes / Arqueociatos / Archaeocyathiden / 古杯动物门 / Археоциаты / Archeociatidi /

Fóssil do filo de organismos extintos, solitários ou coloniais, com esqueleto interno de natureza calcária, cujos fósseis são encontrados, sobretudo, em fácies carbonatadas do Câmbrico Inicial e cuja existência se prolongou apenas até ao Câmbrico Médio.

Ver: " Biostratigrafia "