Bacia (cintura carbonatada).................................................................................................................................................................................................................................Basin

Bassin (ceinture carbonatée) / Cuenca (de faja carbonática) / Becken (Carbonat Gürtel) / 盆地（碳酸盐腰带) / Бассейн / Bacino (carbonato di cintura)

Ambiente sedimentar distal de uma cintura carbonatada caracterizado por: (i) Um contexto geológico ; (ii) Um tipo particular de sedimentos e (iii) Uma determinada biota. Do continente para o mar, ambientes sedimentares de uma cintura carbonatada são: (i) Bacia ; (ii) Plataforma de Mar Aberto ; (iii) Bordo de Plataforma Profunda ; (iv) Talude Externo ; (v) Recifes de Bordo e Plataforma ; (vi) Zona de Deflação ; (vii) Laguna de Plataforma com circulação Aberta ; (vii) Plataforma de Circulação Restrita e Planície de Maré e (ix) Evaporitos em Sabkhas Salinas.

Ver: " Ambiente (de cintura carbonatada) "
&
" Bacia (sedimentar) "
&
" Megassutura "

Figura 48 (Bacia, cintura carbonatada) - Numa cintura carbonatada, como a ilustrada nesta figura, dois tipos de “bacias” (*) são frequentes: (i) Bacia de Mar Profundo e (ii) Bacia Cratónica Profunda. Ambos os tipos são caracterizados por contextos geológicos, sedimentos e biota diferentes. A Bacia de Mar Profundo é caracterizada por: (a) Um contexto geológico, localizado debaixo da acção das ondas do mar e debaixo da zona eufótica (ou zona fótica, quer isto dizer, a zona em que luz solar penetra, cuja profundidade é muito variável e dependente da turbidez da água) e de uma parte do mar profundo, podendo ultrapassar a termoclina (lâmina de água, relativamente, pouco espessa dentro da qual a temperatura muda muito, rapidamente, com a profundidade) ; b) Sedimentos, pertencentes a todo o conjunto de sedimentos profundos como argilitos pelágicos, biovasas carbonatadas e siliciosas, lama hemipelágica e turbiditos ; c) Biota, ou seja. caracterizado por um conjunto vegetal e animal da época e da área geológica, que inclui associações oceânicas de plâncton e, perto da plataforma, bentos de profundidade de água pouco profunda, quer isto dizer, de água rasa. A Bacia Cratónica Profunda é caracterizada por: 1) Um contexto geológico, caracterizado por uma localização debaixo da acção das ondas do mar e debaixo da zona eufótica, mas, normalmente, ela não está relacionada com água oceânica profunda ; 2) Sedimentos semelhantes aos da Bacia de Mar Profundo (todavia, as bacias do Mesozóico / Cenozóico, raramente, têm argilitos pelágicos; todavia as lamas hemipelágicas, depositadas entre 200 e 1000 metros de profundidade de água, são comuns e podem ter anidrite e sílex ; por outro lado, as condições anóxicas são comuns e os sedimentos tem um alto teor em matéria orgânica ; 3) Biota, que é, predominantemente, nécton (animais marinhos, pelágicos, activos, que nadam, livremente, e podem realizar migrações) e plâncton (animais aquáticos, na maior parte microscópicos, que flutuam e são arrastados pelas correntes), assim como, lumachelas bivalves e espículos de esponjas. Pode dizer-se que os principais microfácies deste ambiente sedimentar são : (i) Microbioclastos (material de pequenas dimensões derivado das estruturas que suportam ou protegem os animais ou as plantas) ; (ii) Espiculite (rocha sedimentar ou sedimento composto por espículos de esponja) ; (iii) Calcissiltitos, que conforme a granulometria recebem nomes diferentes : a) Calciruditos, grãos maiores que 2mm ; b) Calcarenitos, grãos entre 2 e 0,062 mm ; c) Calcissiltitos, grãos entre 0,062 e 0,0039 mm e d) Calcilutitos, grãos inferiores a 0,0039 mm) ; (iv) Micrite pelágica, quer isto dizer, uma lama de carbonato pelágico muito fino, cristalizada (com cristais de calcite inferiores 4 µm), que, por vezes, contém microdetritos de organismos, partículas argilosas, óxidos e hidróxidos, sulfatos e de sulfuretos e (v) Argilitos radiolaríticos, ou seja, argilitos que contém radiolários (protozoários amibóides que dão origem a esqueletos minerais intricados, geralmente, com um cápsula central que divide a célula em porções interiores e exteriores (endoplasma e exoplasma, respectivamente). Nas linhas sísmicas, tendo em linha de conta a escala vertical e a resolução sísmica (**), a diferenciação e mesmo a identificação de estes tipos de bacias carbonatadas é difícil de fazer. Contudo, quando as linha sísmicas são de boa qualidade e estão calibradas por um poços de pesquisa de petróleo, que reconheceram uma cintura carbonatada, os ambientes da cintura carbonatada serão, provavelmente, reconhecidos ao fim de duas ou três tentativas de interpretação geológica. Existem diferentes tipos de plataformas carbonatadas: (A) Plataformas aureoladas ou orladas, com recifes ou baixios recifais no rebordo da plataforma ; (B) Plataformas de tipo rampa, com areias carbonatadas, mas sem recifes importantes, na linha da costa, e areias argilosas e lama de água profunda, na base da rampa ; (C) Plataformas epéiricas com superfícies de maré e lagunas protegidas ; (D) Plataformas isoladas, com recifes e areias, na margem barlavento (voltada para o lado de onde sopra o vento), e sedimentos lamacentos, na margem sotavento (oposta aquela de onde sopra o vento) ; (E) Plataformas afogadas ou mortas (quando estão debaixo da zona fótica).

(*) O termo bacia utilizado acima não tem nada a ver com o termo bacia utilizado na classificação das bacia sedimentares de Bally e Snelson. Ele enfatiza, aqui, um ambiente sedimentar da cintura carbonatada mais profundo do que os outros e com uma fácies característica..

(**) A resolução sísmica vertical é, mais ou menos, o tamanho que um objecto tem que ter para ser visto numa linha sísmica. 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 sísmica se deslocam em três dimensões e se propagam sobre uma área cada vez maior à medida que se afastam da fonte. Num horizonte, mais ou menos profundo, todos os objectos com uma extensão lateral superior à zona de Fresnel serão visíveis.

Bacia (sedimentar)..........................................................................................................................................................................................................................................................Basin

Bassin sédimentaire / Cuenca sedimentaria / Sedimentbecken / 沉积盆地 / Осадочный бассейн / Bacino sedimentario

Área baixa da crusta terrestre, de geometria variável, com uma forma de quase circular até linear, em geral, de origem tectónica e na qual se podem depositar sedimentos, que se espessam sempre para a parte mais profunda e central, que é a mais subsidente. Uma bacia sedimentar é uma estrutura em extensão, de geometria sinforma (um sinclinal é uma estrutura compressiva), mais ou menos, circular, na qual as camadas mergulham e se espessam, ligeiramente, para o centro. Na Estratigrafia Sequencial, o termo bacia refere-se sempre à morfologia de um ciclo estratigráfico, quer ele seja um ciclo de invasão continental ou um ciclo sequência. Assim, ao nível hierárquico de um ciclo sequência, os geocientistas dizem que a bacia não tem plataforma continental durante o depósito do grupo de cortejos de nível baixo (CNB) (cones submarinos de bacia CSB, cones submarinos de talude CST e prisma de nível baixo PNB) e durante o depósito da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA). Ao contrário, a bacia tem uma plataforma continental durante o depósito do intervalo transgressivo (IT) e da 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), que são subgrupos do grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA). As denominações geográficas das bacias, como Bacia Lusitânica, Bacia de Paris, Bacia do Neuquén, etc., são a evitar uma vez que elas correspondem a sobreposição temporal e espacial de diferentes tipos de bacias sedimentares da classificação de Bally e Snelson (1980) que nós seguiremos neste glossário.

Ver: " Megassutura "
&
" Subducção do Tipo-A (Ampferer) "
&
" Subducção do Tipo-B (Benioff) ”

Figura 49 (Bacia, sedimentar) - Esta carta ilustra a distribuição dos diferentes tipos de bacias sedimentares (*) do Mesozóico / Cenozóico reconhecidos na classificação de Bally e Snelson (1980), a qual é baseada, principalmente, na subsidência. Estes geocientistas reconhecem dois tipos principais de bacias sedimentares: (i) Bacias não associadas à formação da megassutura (**) do Mesozóico / Cenozóico e (ii) Bacias associadas à formação da megassutura do Mesozóico / Cenozóico. Nas primeiras, existem três classes principais: (a) Bacias cratónicas, que se desenvolveram na crusta continental do Paleozóico e, que, geralmente, foram criadas por uma subsidência térmica regional ; (b) Bacias de tipo rifte, que foram criadas na crusta continental do Paleozóico por uma subsidência diferencial, quando a litosfera foi, localmente, alongada e (c) Margens divergentes de tipo Atlântico, que se desenvolveram por cima das bacias de tipo rifte em associação com uma subsidência térmica, desde que a litosfera do supercontinente Pangeia se fracturou. Como as bacias de tipo-rifte estão, normalmente, cobertas quer por uma bacia cratónica, quer por uma margem divergente, elas não são visíveis na carta ilustrada nesta figura. Nas bacias sedimentares associadas com a formação da megassutura do Mesozóico / Cenozóico existem duas grandes famílias: (1) Bacias perissuturais, que se desenvolveram à periferia da megassutura, em associação com uma subducção de tipo B (Benioff) ou de tipo A (Ampferer), como, por exemplo, as bacias de antefossa (ou de antepaís) e bacias de antearco (ou externas ao arco) e (2) Bacias epissuturais, que se desenvolveram no interior da megassutura como, as bacias internas ao arco, as bacias tipo Mediterrânico e as bacias tipo Panónico. A extensão atrás do arco (vulcânico) pode ser muito importante e criar uma oceanização, quer isto dizer, uma ruptura da litosfera com formação de um mar marginal (formação de nova crusta oceânica), no qual se desenvolve uma margem divergente de tipo não Atlântico. A diferença fundamental entre as margens divergentes de tipo Atlântico e de tipo não Atlântico é que as primeiras desenvolvem-se num contexto tectónico, globalmente, compressivo (encurtamento sedimentar), isto é, que elas estão localizadas dentro da megassutura, enquanto que as segundas se formam num contexto extensivo (alargamento sedimentar), fora das megassutura. Esta classificação pode, evidentemente, utilizar-se para as bacias do Paleozóico. Basta para isso, substituir o supercontinente Pangeia pelo supercontinente Protopangeia (Rodínia) e a megassutura do Mesozóico / Cenozóico pela megassutura do Paleozóico. Por outro lado, tempo em linha de conta o tempo geológico, uma determinada área pode corresponder a uma sobreposição de diferentes bacias sedimentares. Assim, por exemplo, o offshore de Angola, debaixo para cima, corresponde à sobreposição de : (i) Uma cadeia de montanhas dobradas e, mais ou menos, aplanada do Paleozóico ou de um soco Pré-Câmbrico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio (Terminal) / Cretácico Inicial (Precoce) e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico, depositada desde o Cretácico Inicial até hoje, na qual duas fases tectonicosedimentares se podem evidenciar: a) Uma Fase Regressiva de geometria progradante, bem marcada, sobrejacente a b) Uma Fase Transgressiva de geometria retrogradante. Esta classificação, como todas as outras classificações das bacias sedimentares, não prediz o volume de hidrocarbonetos gerados e preservados nas diferentes famílias de bacias sedimentares. Todavia, ela permite e, em certa medida, ela obriga os geocientistas encarregados da pesquisa de fazer observações geológicas baseadas e controladas pela teoria da Tectónica das Placas, que é a base de todo o progresso na geologia e pesquisa de petróleo. Ela permite, em particular, uma melhor avaliação dos diferentes parâmetros petrolíferos ( 1) rocha-mãe ; 2) rocha-reservatório, ; 3) armadilha ; 4) migração e 5) retenção) que formam os sistemas petrolíferos potenciais e destacar, rapidamente, os parâmetros chaves, que por eles só podem "matar", sob o ponto de vista petrolífero, uma bacia ou um prospecto.

(*) Nesta classificação, unicamente, as bacias sedimentares com mais de 1000 metros de espessura são tomadas em linha de conta. As planícies abissais dos oceanos, certos mares marginais circumpacíficos, planaltos vulcânicos , etc., são excluídos.

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

Bacia de Antefossa..............................................................................................................................................................................................Foredeep Basin

Bassin d'avant-fosse / Cuenca de antefosa / Vortiefe Becken / 前渊盆地 / Бассейн в передовой прогибе / Bacino di avanfossa

Acumulação de sedimentos provenientes de um orógeno (cadeia de montanhas) e depositados sobre uma região adjacente, relativamente, pouco deformada pela tectónica. Na orognosia ou orologia, isto é, no estudo da formação das montanhas, sob o peso do orógeno a litoesfera terrestre, onde se acumulam os sedimentos, afunda-se e gera o espaço necessário (acomodação) para reter os sedimentos importados, principalmente, do orógeno, mas também do cratão. É neste tipo de bacia sedimentar que a subsidência parece ter a mesma importância do que a eustasia na criação de espaço disponível para os sedimentos. Na margens continentais divergentes, os eventos eustáticos são mais rápidos que os eventos tectónicos e a ciclicidade é, assim, principalmente, induzida pela acomodação criada pela eustasia. Todavia, para muitos geocientistas, nas antefossas, o espaço disponível para os sedimentos é criado, principalmente, pela tectónica. Sinónimo de Bacia de antepaís.

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia de Antepaís....................................................................................................................................................................................................Foreland Basin

Bassin d'avant-pays / Cuenca de antepaís / Vorlandbecken / 前陆盆地 / Бассейна в предгорье / Bacino di avanpaese, Bacino di foreland

Acumulação de sedimentos provenientes de um orógeno (cadeia de montanhas) e depositados sobre uma região adjacente, relativamente, pouco deformada pela tectónica. Na orognosia ou orologia, isto é, no estudo da formação das montanhas, sob o peso do orógeno a litoesfera terrestre, onde se acumulam os sedimentos, afunda-se e gera o espaço necessário (acomodação) para reter os sedimentos importados, principalmente, do orógeno, mas também do cratão. É neste tipo de bacia sedimentar que a subsidência parece ter a mesma importância do que a eustasia na criação de espaço disponível para os sedimentos. Na margens continentais divergentes, os eventos eustáticos são mais rápidos que os eventos tectónicos e a ciclicidade é, assim, principalmente, induzida pela acomodação criada pela eustasia. Todavia, para muitos geocientistas, nas antefossas, o espaço disponível para os sedimentos é criado, principalmente, pela tectónica. Sinónimo de Bacia de antepaís.

Ver: " Bacia (sedimentar) "
&
" Cratão "
&
" Subducção do Tipo-A (Ampferer) "

Figura 50 (Bacia de Antepaís) - Este corte geológico, baseado numa tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional, entre a Falha de Santo André (*) e os contrafortes da Serra Nevada (EUA), ilustra a cunha clástica ou bacia de antepaís criada pela subsidência por flexura induzida pela sobrecarga dos cavalgamentos responsáveis da formação dos montes de Temblor. É neste tipo de bacias sedimentares, associadas a uma subducção do tipo A (ou tipo Ampferer) e criadas por uma subsidência por flexura (ou subsidência flexural como dizem alguns geocientistas), que certos princípios da estratigrafia sequencial são postos em dúvida. Com efeito, a análise sequencial da escola de Vail (“Exploration Production Research” da Exxon) admite, que a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático (**), o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) é o factor principal da ciclicidade observada nas séries sedimentares e que a subsidência é secundária, embora preponderante na amplitude de criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Isto quer dizer, que a ciclicidade dos depósitos sedimentares observada no campo, linhas sísmicas e registos eléctricos (diagrafias) é induzida pelas variações do nível do mar relativo, que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento) e não pela variações tectónicas. Esta conjectura é muito difícil de falsificar (refutar) nas margens continentais divergentes de tipo Atlântico (quando os regimes tectónicos extensivos são predominantes). Todavia, para certos geocientistas, nas margens convergentes e, particularmente, nas bacias de antepaís (antefossas), onde as variações tectónicas são rápidas, uma vez que elas são, principalmente, induzidas pela peso dos cavalgamentos, é possível que o papel da subsidência por flexura seja mais importante do que admitido pela escola de Vail, mesmo na ciclicidade. É importante não esquecer, que nas bacias de antepaís ou de antefossa, a subsidência é, fundamentalmente, criada pela sobrecarga dos cavalgamentos, que formam as cadeias de montanhas e que seu levantamento produz um acarreio sedimentar importante. Com a continuação do encurtamento, os sedimentos depositados na antefossa são, progressivamente, encurtados e incluídos na cadeia de montanhas. Esta progressão da cadeia de montanhas em direcção do cratão (áreas de rocha ígneos ou metamórfica, geralmente de idade Pré-Câmbrico que se encontram expostas, formando zonas tectonicamente estáveis), produz uma retrogradação, em direcção do escudo (cratão), das intumescências ou empolamentos periféricos (áreas de levantamento e de erosão na parte distal da bacia onde a amplitude da subsidência muda de maneira abrupta). Em certas bacias deste tipo, construções recifais importantes estão, por vezes, associadas com os empolamentos periféricos. As bacias de antepaís desenvolve-se, muitas vezes, por cima de uma margem continental divergente, em associação com o fecho de um oceano (colisão entre duas margens divergentes com vergência oposta, como, por exemplo a margem Norte e a margem Sul do mar de Tétis) e a formação de uma margem convergente. Ao princípio, o acarreio sedimentar responsável dos depósitos turbidíticos que se depositam e fossilizam a discordância da base da antefossa vem, principalmente do cratão. Todavia, à medida que a cadeia de montanhas se levanta e progressa, em direcção do cratão, a proveniência do acarreio sedimentar pode inverter-se. O potencial petrolífero de este tipo de bacia é muito variável. Muitas vezes, ele é está associado com as bacias subjacentes. No onshore da Venezuela, o potencial gerador da bacia de antepaís, na região de Maracaibo ou de Maturin, é muito fraco. A riqueza em hidrocarbonetos destas regiões está associada ao potencial gerador dos sedimentos subjacentes, isto é, dos argilitos carbonatados transgressivos do Cenomaniano-Turoniano, que se depositaram na bacia interna ao arco (na região de Maracaibo), e na margem divergente na região de Maturin. Podem também existir boas rochas-mãe potenciais nos sedimentos inferiores da bacia de antepaís, em particular, nos argilitos depositados em ambientes profundos restritos, que permitem a acumulação e preservação de matéria orgânica, como é o caso, por exemplo na antefossa do Cáucaso.

(*) A falha de Santo André, localizada na Califórnia, é uma falha geológica de desligamento que é ao mesmo tempo uma falha transformante, uma vez que ela separa a placa litosférica do Pacífico da placa litosférica Americana. Ela passa, em particular, pelas cidades de São Francisco e de Los Angeles e é a responsável dos terramotos catastróficos que afectam esta região.

(**) O nível do mar absoluto ou eustático é função 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) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Bacia Cratónica.................................................................................................................................................................................................................Cratonic Basin

Bassin cratonique / Cuenca cratónica / Kratonischen Becken / 克拉通盆地 / Автогеосинклиналь / Cratonica bacino /

Bacia sedimentar que se desenvolve na crusta continental antiga e que, geralmente, é criada por uma subsidência térmica regional. En geral, este tipo de bacia, que não está associado à formação de uma megassutura, mas indirectamente à formação de nova crusta oceânica, desenvolve por cima de um bacia de tipo rifte muito mais antiga (pertencendo, geralmente, a um outro sistema de ruptura continental).

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia Epissutural................................................................................................................................................................................................Episutural Basin

Bassin épisutural / Cuenca episutural / Episutural Becken / 缝合带上的盆地 / Эписутурный бассейн / Bacino episuturale /

Bacia sedimentar que se desenvolve no interior de uma megassutura como, por exemplo, as bacias internas ao arco.

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia Estrutural.......................................................................................................................................................................................................Structural basin

Bassin structural / Cuenca estrutural / Strukturelle Becken / 构造盆地 / Структурный бассейн / Bacino strutturale

O termo bacia é aqui mal utilizado, uma vez que ele descreve, em geral, uma plataforma de espessura, mais ou menos, uniforme, que foi deformada em sinforma por movimentos da crusta (posteriores à acumulação dos estratos). Os sedimentos têm uma inclinação convergente em direcção de uma área central, mas não se espessam em direcção dessa área. O exemplo tipo desta denominação inadequada é a célebre “bacia de Paris”, que não corresponde de maneira nenhuma a uma bacia sedimentar.

Ver: " Bacia (sedimentar) "
&
" Megassutura "
&
" Plataforma "

Figura 51 (Bacia Estrutural) - Na grande maioria dos casos, o que muitos geocientistas chamam bacia estrutural é um objecto estrutural de grandes dimensões formado pela deformação de estratos, previamente, sub-horizontais. Isto quer dizer, que os sinclinais são considerados como bacias estruturais e que o termo bacia é utilizado no seu sentido muito largo: vale côncavo, largo e de forma circular, cercado por terrenos mais altos, para o centro do qual correm e convergem os cursos de água. Uma tal definição não só é, basicamente, morfológica, mas implica que a bacia é posterior aos sedimentos que a forma (antes de deformar os sedimentos é necessário depositá-los). Todavia, em geologia e, particularmente, na estratigrafia sequencial, isto não nos parece muito correcto, uma vez que termo bacia designa o lugar onde se depositam os sedimentos e não o lugar onde e como eles foram deformados. A secção geológica ilustrada nesta figura mostra, grosseiramente, a configuração estrutural e estratigráfica do que é, frequentemente, designado “Bacia de Paris”. Todavia, tendo em linha de conta a definição de uma bacia sedimentar: área baixa da crusta terrestre, de geometria variável, de forma quase circular até linear, em geral, de origem tectónica e na qual se podem depositar sedimentos que se espessam sempre para a parte mais profunda e central que é a mais subsidente, é evidente, que esta secção geológica, sugere, fortemente, que a “Bacia de Paris” é uma plataforma continental deformada, que foi levantada a Este e a Oeste, e não um bacia sedimentar. É a este tipo de estrutura que certos geocientistas chamam bacia estrutural. Todavia, esta denominação só tem sentido se a deformação for síncrono da deposição. Se a deformação for posterior à deposição como parece ser o caso na bacia geográfica de Paris, a especificação estrutural é mal aplicada e é por isso que nesta figura a especificação estrutural está entre aspas. Uma bacia sedimentar é uma estrutura em extensão (alargamento), de geometria sinforma (dobra em cujo núcleo estão as rochas mais recentes do que as camadas envolventes), mais ou menos, circular na qual as camadas mergulham e se espessam, ligeiramente, para o centro, o que não corresponde ao que se observa neste corte geológico. Nesta figura, à excepção dos demigrabens de idade Carbonífero (estruturas de alongamento, induzidas por uma subsidência diferencial, e formadas por falhas normais, mais ou menos, paralelas nas quais a inclinação do plano de falha é, grosseiramente, no mesmo sentido, isto é, falhas com a mesma vergência ou inclinação), que são as bacias de tipo rifte sobre as quais se depositou uma margem divergente de idade Mesozóico, a espessura dos intervalos estratigráficos é, praticamente, constante (embora haja várias discordâncias reforçadas pela tectónica, ou seja, várias discordâncias angulares). Os sedimentos inclinam para o centro da estrutura, mas não se espessam (regionalmente a erosão não é, certamente, muito importante). Isto significa que a geometria sinforma é posterior à deposição e que, provavelmente, os sedimentos se depositaram num ambiente de plataforma ou numa planície abissal, uma vez que a configuração interna dos intervalos sedimentares é paralela(*) (sub-horizontal no momento do depósito). Todavia, vários dados de observação refutam a segunda hipótese (ambiente de planície abissal). O subsistema petrolífero gerador (rochas-mãe de idade Liásico) está localizado, principalmente, na área Central e Este deste corte. Segundo certos geocientistas, a evolução da matéria orgânica destas rochas-mãe potenciais é dependente da erosão associada às discordâncias do Cretácico Tardio e Terciário, isto é, do enterramento das rochas-mãe. Isto implica, que antes da erosão, que produziu as discordâncias, a matéria orgânica das rochas-mãe tinha já atingido a maturação. Esta hipótese, parece que até hoje, nunca foi testada. As relações geométricas observadas nas linhas sísmicas, que são, mais ou menos, resumidas neste corte geológico sugerem mais uma refutação do que uma corroboração de tal hipótese. Da mesma maneira, quando um geocientista fala da Bacia de Neuquén (onshore Argentina) ou da Bacia do Kwanza (onshore e offshore de Angola), ele não está a falar de bacias sedimentares, mas de bacias geográficas que, em termos geológicos, correspondem, em geral, a sobreposição espacial e temporal de diferentes tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson, que adoptamos neste glossário.

(*) Obviamente, quando a configuração interna de um intervalo sedimentar ou sísmico, é paralela, duas coisas são possíveis: (i) As camadas inclinadas coevas (talude continental ou deltaico, função da escala) encontram-se a jusante, e neste caso os intervalos subhorizontais são, provavelmente, depósitos de plataforma ou (ii) As camadas inclinadas coevas encontram-se a montante e nestes caso os intervalos subhorizontal são, provavelmente, depósitos de água profunda.

Bacia Interna ao Arco.................................................................................................................................................................................Back-arc Basin

Bassin d'arrière-arc / Cuenca interna de Retro-arco / Back-Arch Becken / 弧后盆地 / Задуговая котловина / Bacino di retroarco /

Bacia sedimentar episutural que se desenvolve no interior de uma megassutura em associação como um arco insular e uma zona de subducção de Benioff (subducção tipo B). A maioria destas bacias resulta dos esforços de tensão (tracção ou compressão) causados pelas fossas oceânicas e pelo colapso do rebordo continental.

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia Oceânica......................................................................................................................................................................................................................Oceanic Basin

Bassin océanique / Cuenca oceánica / Ozeanbecken / 大洋盆地 / Глубоководный бассейн / Bacino oceanico

Grande área deprimida do fundo oceânico, entre 4 000 e 6 000m de profundidade, alongada ou arredondada, com ou sem relevos isolados e limitada por colinas abissais ou dorsais oceânicas.

Ver: " Assoalhado Oceânico "
&
“ Colina Abissal ”
&
“ Abissal ”

Figura 52 (Bacia Oceânica) - A bacia oceânica corresponde, mais ou menos, ao que certos oceanógrafos chamam a planície abissal, a qual se localiza a jusante do sopé do talude continental ou, mais simplesmente, a jusante do sopé continental. O seu substrato é, fundamentalmente, constituído por rochas vulcânicas depositadas sob uma profundidade de água significativa, embora, em certos casos, ele possa, também, ser constituído por rochas vulcânicas subaéreas. De facto, particularmente, nas margens divergentes de tipo Atlântico (como ilustrado, nesta figura, pelas tentativas de interpretação dos autotraços das linhas sísmicas do offshore do Uruguai), que hoje em dia, são consideradas, pela grande maioria dos geocientistas, como margens vulcânicas), um substrato vulcânico subaério constituído por SDRs (acrónimo de "Seaward-Dipping Reflectors” en inglês) formou-se, imediatamente, depois da ruptura da litosfera dos supercontinentes, quanto os centros de expansão ou de alastramento, como dizem alguns geocientistas, ou seja, os vulcões e diques vulcânicos ainda não eram cobertos de água. Nestas condições, o material vulcânico, quando chega à superfície, via os diques com toldo (*) (cada injecção de um dique, que se intromete nos diques mais antigos, representa um incremento do alastramento oceânico), escoa-se em direcção do continente (de cada lado do centro de expansão) sob a forma de lavas, as quais, naturalmente, se adelgaçam à medida que se afastam dos centros de expansão. O intervalo sedimentar que se deposita nas bacias oceânicas é, em geral, pouco espesso, razão pela qual as bacias oceânicas não são consideradas na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Ele é, basicamente, constituído por sedimentos pelágicos (profundidade de água de deposição superior a 1000 m), depositados por decantação (lenta caída dos sedimentos para o fundo do mar, a qual pode demorar várias dezenas de anos). A morfologia das (i) Colinas Abissais (conjunto de pequenas elevações do fundo oceânico, topograficamente bem definidas, com uma altura que pode atingir 1000 m de altura, com extensões entre os 100 m e 100 km, que ocorre quer no meio das planícies abissais, que junto das rampas continentais), (ii) Cristas ou Dorsais Médio-Oceânicas e (iii) Montanhas Oceânicas associadas às antigas dorsais, que depende, basicamente, do grau de maturação e da velocidade do alastramento oceânico, é muito importante na estratigrafia sequencial, uma vez que ela controla, em grande parte, as variações do nível do mar absoluto ou eustático, quer isto dizer, que ela controla o eustatismo (**). Quando a expansão oceânica é rápida, a morfologia do fundo oceânico é acentuada. As montanhas oceânicas são altas, o que diminui, substancialmente, o volume das bacias oceânicas. Como a quantidade de água, sob todas as suas formas, é suposta constante, desde o início da formação da Terra há cerca de 4,5 Ga, o nível do mar absoluto ou eustático sobe. Quando o volume das bacias oceânica aumenta, devido à actividade das zonas de subducção, particularmente, ao longo das zonas de subducção do tipo B (zona da crusta, associada a anomalias da gravidade negativas, onde as corrente de convecção do manto terrestre empurram a litosfera para baixo) ou porque a velocidade de expansão oceânica é lenta (permite o arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica récem-formada, o que provoca um colapso parcial das dorsais), o nível do mar absoluto ou eustático desce. Os ciclos eustáticos de 1a ordem (duração > 50 My) e de 2a ordem (duração entre 3-5 e 50 My), associados com estes tipo de variações do nível do mar, são responsáveis do depósito dos ciclos estratigráficos de invasão continental e dos subciclos de invasão continental, que formam todas as margens continentais.

(*) A expressão diques com toldo é uma das possíveis traduções de “sheeted dykes”. Ela é utilizada para denominar os diques cobertos por lavas em travesseiro (ou em almofada), cuja formação se pode resumir assim: (i) Durante o alongamento de um supercontinente, na parte mais adelgaçada da crusta continental, magma é injectado nas fracturas que se desenvolveram acima da câmara magmática ; (ii) Depois o magma e arrefece e solidifica-se formando diques entre a câmara magmática e a superfície ; (iii) A continuação do alongamento da crusta continental facilita a injecção de novos diques (causa ou efeito) entre os mais antigos formando uma sequência vulcânica que a partir de um determinado momento se torna predominante: é a ruptura do supercontinente e a individualização de duas novas placas litosféricas ; (iv) Se ruptura se faz num ambiente continental ou subaéreo, quando o material magmático chega à superfície, ele escoa-se para o continente formando os chamados SDRs (“Seaward-Dipping Reflectors”) ; (v) A partir do momento em que os centros de expansão são submergidos, devido ao peso das sucessivas escoadas vulcânicas, os diques chegam ao fundo do mar e o material vulcânico solidifica formando lavas com uma forma, mais ou menos, redonda que os geocientistas chamaram lavas em travesseiro ; (vi) É esta associação de diques, mais ou menos, verticais cobertos por lavas em travesseiro que nós chamamos diques com toldo.

(**) O eustatismo é a variação do global do nível do mar absoluto (referenciado ao centro da Terra ou a um satélite). Quatro tipos principais de eustatismo podem ser considerados : (a) Glacioeustatismo (volume do gelo) ; (b) Geoidaleustatismo (variações do campo da gravidade terrestre) ; (c) Tectonoeustatismo (volume das dorsais oceânicas) e (d) Eustatismo térmico dos oceanos ou estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Bacia Perissutural....................................................................................................................................................................................Perissutural Basin

Bassin périsutural / Cuenca perisutural / Perisutural Becken / 缝合带边缘盆地 / Перисутурный бассейн / Bacino perisuturale /

Bacia sedimentar que se desenvolve à periferia de uma megassutura, em associação com uma subducção de tipo B ou de tipo A, como, as bacias de antefossa (antepaís) e de antearco (externa ao arco).

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia sem Plataforma..........................................................................................................................................................................................................No shelf

Bassin sans plate-formesem plataforma / Cuenca sin plataforma / Becken ohne-Plattform / 没有高原盆地 - 形式 / Бассейн без платформы / Bacino senza piattaforma

Quando numa bacia sedimentar (em geral dentro de uma ciclo sequência), a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (grosseiramente a linha da costa) coincide, mais ou menos, com o rebordo continental (limite superior do talude continental). Estas condições ocorrem, durante o grupo de cortejos de nível baixo (cones submarinos de bacia CSB, cones submarinos de talude CST e prisma de nível baixo PNB)) e durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA) ou prisma de nível alto tardio. O prisma de nível alto (PNA) deposita-se por cima do intervalo transgressivo (IT), durante o qual a bacia tem uma plataforma. Quando a bacia não tem plataforma continental, a jusante da planície costeira (área a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) encontra-se, directamente, o talude continental.

Ver: " Plataforma Continental "
&
" Bacia (sedimentar) "
&
" Bacia Estrutural "

Figura 53 (Bacia sem Plataforma) - Neste modelo geológico de EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), no qual dois ciclos sequência, induzidos por dois ciclos eustáticos de 3a ordem, caracterizados por uma duração que varia entre 0,5 e 3-5 My, estão ilustrado (o ciclo inferior é incompleto), deve notar-se que: (i) Cada intervalo estratigráfico de 1 a 26, isto é, cada paraciclo sequência, limitado entre dias ingressões marinhas consecutivas representa um período de 100 mil anos ; (ii) A área de cada um deste intervalos estratigráficos é constante, o que simula um acarreio sedimentar constante ; (iii) A subsidência do rebordo da bacia (*)(t = 0 até t = 26) aumentou, linearmente, e de maneira constante em direcção do mar ; (iv) A erosão foi considerada negligenciável ; (v) A escala vertical é exagerada de, mais ou menos, 20 vezes, o que implica uma deformação significativa das relações geométricas entre as linhas cronostratigráficas e das superfícies definidas pelas suas terminações. É evidente, que durante os intervalos estratigráficos definidos pelos intervalos de tempo 10-11 e 18-26, do ciclo sequência superior (6-26), a bacia sedimentar não tem plataforma continental e que a linha da costa, que corresponde, mais ou menos, à ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (sobretudo nas linhas sísmicas), coincide com o rebordo continental (limite superior do talude continental). Por outro lado, durante esses intervalos, a montante do rebordo da bacia, encontrava-se, directamente, a planície costeira, uma vez que a bacia não tinha plataforma. Esta situação geológica desenvolveu-se durante o prisma de nível baixo (PNB), entre 10 e 11 e durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), entre 18 e 21, assim como durante o prisma de bordadura de bacia (PBB) (**), entre 22 e 26. No fim do intervalo transgressivo (12-14), a bacia tem uma plataforma. A linha da costa está muito afastada do rebordo da bacia, uma vez que a extensão da plataforma continental é máxima. Desde que o nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que pode ser, por exemplo, a base dos sedimentos ou seja, o topo da crusta continental ou o fundo do mar) começou a subir em desaceleração (quando as ingressões marinhas são cada cada vez mais pequenas), isto é, no início do prisma de nível alto (15), a bacia ainda tinha uma plataforma. Todavia, pouco a pouco, à medida que a linha da costa prograda para o mar, a distância entre ela e o rebordo da bacia diminui, o que quer dizer que, a extensão da plataforma diminui. A partir do fim da 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), ou seja, quando a linha da costa e o talude costeiro (talude associado com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição que, por vezes, corresponde a um prodelta) fossilizaram o rebordo da bacia, a plataforma desapareceu (início da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto). Um novo rebordo continental se forma, uma vez que a linha da costa não está mais, claramente, individualizada do rebordo continental. Por outras palavras, o limite externo da planície costeira ficou a ser o novo rebordo continental e, igualmente, o novo rebordo da bacia. Nestas condições, uma pequena instabilidade do rebordo continental ou um excesso de acarreio sedimentar (cheia de um rio, por exemplo) podem iniciar correntes de turbidez ao longo do talude continental. Desde que essas correntes atingem a planície abissal, o material transportado é depositado sob a forma de cones submarinos (modelo de deposição de E. Mutti para muitos depósitos turbidíticos). Efectivamente, estes cones submarinos não estão associados com as condições geológicas de nível baixo impostas pelo o modelo de P. Vail, ou seja, eles não estão associados às superfícies de erosão (discordâncias) induzidas por descidas relativas do nível do mar significativas. Não esqueça que no campo, como aliás neste modelo, uma ingressão marinha, aumenta o espaço disponível para os sedimentos ao mesmo tempo que cria na topografia pré-existente um superfície de ravinamento, mas não há deposição de sedimentos. Esta ocorre, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue uma ingressão marinha, à medida que a linha da costa se desloca, progressivamente, para o mar.

(*) Dentro de um ciclo sequência, a localização do rebordo da bacia varia. Durante, o depósito do grupo de cortejos de nível baixo (CSB, CST e PNB) o rebordo da bacia é o mais recente rebordo da bacia do ciclo sequência precedente, uma vez que a bacia não tem plataforma continental. Desde que a bacia adquire uma plataforma continental, isto é, desde primeira superfície transgressiva (início do depósito de intervalo transgressivo, IT), o rebordo da bacia passa a ser o limite externo da plataforma, ou seja, rebordo continental, até que, durante o depósito do prisma de nível alto, as progradações fossilizem, completamente, a plataforma continental. A partir desse momento, início de 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA) a bacia não tem mais plataforma e o rebordo da bacia passa a ser o novo rebordo continental que coincide, mais ou menos, com a linha da costa.

(**) Com o tempo, o prisma de bordadura de bacia (PBB), no seguimento de pequenas modificações, induzidas por observações de campo (escala 1:1), foi chamado cortejo de sistemas de deposição descendentes (CSDD) que corresponde, mais ou menos, ao que hoje se chama uma regressão forçada (RF).

Bacia Subalimentada........................................................................................................................................................................................Starved Basin

Bassin sous-alimenté / Cuenca subalimentada / Unterernährte Sedimentbecken / 断源盆地 / Некомпенсированный бассейн / Bacino sotto-alimentato /

Bacia sedimentar com uma taxa de sedimentação muito fraca. Tais condições são criadas pelo deslocamento, global, da linha da costa (mais ou menos, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) e dos depósitos costeiros para o continente (retrogradação) devido a uma subida do nível do mar relativo em aceleração (ingressão marinha maior que a precedente). Um tal deslocamento cria, na parte distal da plataforma continental, condições de bacia subalimentada, que favorecem o depósito e a preservação de sedimentos ricos em matéria orgânica, os quais, mais tarde, são fossilizados, em geral, pelas progradações do prisma de nível alto.

Ver: " Superfície da Base das Progradações "

Bacia Tipo Rifte...............................................................................................................................................................................................................Rift-type Basin

Bassin de type-rift / Cuenca tipo Rift / Rift-Typ Becken / 裂谷-类型盆地 / Бассейн рифтового типа / Bacino di tipo rift /

Bacia sedimentar, em geral, com a forma de um demigraben, formada durante o alongamento (subsidência diferencial) de um supercontinente, que precede a sua ruptura. Este tipo de bacia está associado à formação de nova crusta oceânica e não com formação de uma megassutura. A morfologia de uma bacia de tipo rifte não quadra com a morfologia de um vale de rifte. É por isso que muitos geocientistas utilizam a palavra composta“tipo rifte” para bem precisar que este tipo de bacia não correspondem de maneira nenhuma a um vale de rifte. O termo rifte foi utilizado pela primeira vez por J.W. Gregory (1984) para descrever a morfologia dos vales da África Oriental: “vale linear com lados paralelos e quase verticais distantes entre 30 e 100 km separados dos planaltos circundantes por grandes escarpas cuja altura pode atingir alguns milhares de metros e cuja base, provavelmente, caiu ao longo de falhas normais”. Na formação e preenchimento de uma bacia de tipo rifte, na grande maioria dos casos, não existe nenhuma anomalia topográfica negativa significativa associada (excepto quando a taxa de alongamento ou de extensão é muito maior que a taxa de preenchimento). À medida que o espaço disponível para os sedimentos é criado, por alargamento da litosfera do supercontinente, ele é, imediatamente, preenchido por sedimentos, o que mantém a topografia da área, mais ou menos, plana, o que é muito diferente da topografia de um vale de rifte, ou da topografia de um rifte da dorsal médio oceânica..

Ver: " Bacia sedimentar "

Bacia Transportada.....................................................................................................................................................................................Piggyback basin

Bassin transporté / Cuenca transportada / Huckepack Becken / 盆地运 / Транспортируемый бассейн /  Bacino trasportati

Depressão, mais ou menos, estável atrás dos cavalgamentos que formam uma cadeia de montanhas, quando a lâmina basal dos cavalgamentos avança para o exterior, isto é, em direcção do cratão. Este tipo de encurtamento, no qual o cavalgamento mais distal (em relação ao orógeno) é mais jovem é conhecido com encurtamento em sequência.

Ver: " Bacia Sedimentar "
&
" Bacia de antepaís "
&
" Subducção do Tipo-A (Ampferer) "

Figura 54 (Bacia Transportada) - Um conjunto de cavalgamentos transportados (em sequência) implica um enterramento do cavalgamento basal, mais jovem, à medida que ele se propaga em direcção do cratão (direcção oposta a cintura de cadeia de montanhas). Como ilustrado nesta figura, os cavalgamentos mais antigos que, pouco a pouco, se tornam inactivos, são transportados nas costas dos cavalgamentos mais recentes (blocos falhados superiores das falhas inversas, que sublinham os cavalgamentos) formando bacias transportadas. Este tipo de estruturas pode ser modelizado, matematicamente, e reproduzido em laboratório. Utilizando areia como material analógico, que, pouco a pouco, é encurtada (submetida a um regime compressivo), é fácil de ver que o cavalgamento basal (o mais recente) avança devido ao aumento de resistência do material da lâmina cavalgante, uma vez que a sua espessura aumenta em direcção oposta (em direcção das zonas encurtadas). Pode dizer-se que as bacias transportadas correspondem às depressões estáveis desenvolvidas nas vertentes montantes dos cavalgamentos, quando o cavalgamento basal (frontal) avança em direcção do cratão. No Norte da Itália, na bacia geográfica do Rio Pó (Quaternário) que, geologicamente, está localizada no antepaís dos Apeninos, as bacias transportadas, como ilustrado nesta figura, estão sempre a montante do cavalgamento frontal (o mais recente). Elas fossilizam os cavalgamentos antigos, que são, mais ou menos, inactivos. Até cerca de 1950, a subsidência do litoral da bacia geográfica do Rio Pó, induzida pela evolução das bacias transportadas, era compensada, em grande parte, pela progradação do delta do Pó. Infelizmente, a alteração antrópica de certos factores geológicos, como, por exemplo, a taxa de sedimentação, degradou o delta e, como consequência, o litoral começou a afundar-se, criando enormes problemas na cidade de Veneza que, provavelmente, será muito afectada, nos próximos séculos, devido à subida do nível do mar relativo induzida, principalmente, e pelo aumento da subsidência. Esta subida do nível do mar relativo (nível do mar referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que ela seja o topo da crusta continental, isto é, a base dos sedimentos ou o fundo do mar) não tem nada a ver com uma subida do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), como sugerido por uma grande parte dos membros do lobby ecologista (*). As bacias transportadas estão, praticamente, sempre presentes nas cinturas orogénicas. Elas formam-se e preenchem-se enquanto são transportadas nas costas dos cavalgamentos activos sem sofrerem deformações internas significativas. A evolução geodinâmica deste tipo de bacia sedimentar é, geralmente, modelada em termos de processos tectónicos laminares ("thin-skinned tectonics" (**)em inglês), nos quais o substrato da cintura dobrada não é, praticamente, deformado. Elas podem ser interessantes ao ponto de vista da pesquisa petrolífera, quando um subsistema petrolífero gerador está presente. A probabilidade de presença dos outros parâmetros petrolíferos, em particular da armadilha e da rocha-reservatório é sempre muito elevada. Todavia, uma atenção especial tem que ser dada a maturação da matéria orgânica das rochas-mãe potenciais, que mesmo quando ela é boa, isto é, quando ela matéria orgânica atingiu a janela do petróleo (***), a maturação pode ser posterior a formação das armadilhas. Para haver petróleo numa armadilha não estratigráfica (posterior à sedimentação), a migração dos hidrocarbonetos tem que ser posterior a formação da armadilha, salvo se o petróleo remigrou (****).

(*) Note que o nível do mar relativo não é outra coisa que o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência, quando os sedimentos são alargados, ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados). A grande maioria dos “novos” ecologistas quando falam da subida do nível do mar, que pode provocar enormes catástrofes, esquecem-se sempre de precisar se é o nível do mar relativo ou absoluto que sobe, o que não é a mesma coisa. Por exemplo quando eles dizem que a subida do nível do mar vai inundar o Bangladesh, eles estão, deliberadamente, a mentir, porque não é o nível do mar absoluto ou eustático que sobe, mas o fundo do mar que desce devido ao peso dos sedimentos delta (Indus / Bramaputra).

(**) Este tipos de deformação é um estilo típico da tectónica de placas que ocorre nas margens convergentes, quando os cavalgamentos afectam unicamente as rochas de cobertura e não as rochas do embasamento (soco), quer esta sejam sedimentares ou não. Por outras palavras, nos processos de tectónica laminar, o embasamento não é afectado.

(***) Os geocientistas que trabalham na pesquisa do petrolífera (petróleo ou gás) costumam se referir ao intervalo de temperatura no qual o petróleo se forma como "janela do petróleo”. Este intervalo é limitado, superiormente, pela temperatura mínima em que a matéria orgânica está a forma de cerogénio, e acima da temperatura máxima a partir da qual o petróleo é convertido em gás natural por craqueamento térmico.

(****) A remigração é o processo pelo qual uma acumulação de petróleo é deslocada por gás ou água, desde o ponto de vazamento (ponto estrutural no interior da rocha-reservatório, onde hidrocarbonetos poderiam vazar e/ou remigrar para o exterior da armadilha).

Baía..................................................................................................................................................................................................................................................................................................................Bay

Baie / Bahía / Bucht, Bai / 湾 / Залив / Baia

Corpo de água, parcialmente, cercado por terra, por vezes, mais pequeno do que um golfo. Uma baía estreita com margens abruptas é um fiorde, enquanto que uma enseada é uma baía, mais ou menos, circular com uma pequena entrada. Certos geocientistas consideram que a superfície de uma baía varia entre 200 km2 (ansa ou pequeno golfo) e 500 km2 (golfo). Na estratigrafia sequencial, a linha de baía, onde os cursos de água atingem, praticamente, o perfil de equilíbrio provisório, é o limite, rio abaixo, dos depósitos fluviais, os quais não são, directamente, condicionados pelas variações do nível do mar relativo..

Ver: " Linha de Baía "
&
" Ruptura (superfície de deposição costeira) "
&
“ Rebordo da Bacia ”

Figura 55 (Baía) - Nesta figura está ilustrada uma das maiores baías do mundo (Baía de Hudson), que é situada no norte do Canadá, a Oeste do mar de Baffin e uma pequena baía (Baía de São Martinho do Porto) do litoral português. Na estratigrafia sequencial, não se deve confundir uma baía, que é um corpo de água cercada, de dimensões varáveis, quase, completamente, por terra, com a linha de baía. A linha de baía é o limite distal (a jusante) dos depósitos fluviais, isto é, a linha que separa os depósitos fluviais (com pouca ou nenhuma influência das variações relativas do nível do mar) dos depósitos da planície costeira, onde as variações relativas do nível do mar controlam espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Dito doutra maneira, a linha de baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação, é o limite montante do prisma costeiro de Posamentier e Vail (1988), o qual tem a forma de cunha e se prolonga para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente. O conceito da linha de baía é a consequência da conjectura, admitida Posamentier e Vail, de que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, como uma baía e a sua velocidade diminui quase instantaneamente. É por isso que para eles a planície costeira se forma por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação e que os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que eles chamam o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda. O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente. 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 e que é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial. A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Como para Posamentier e Vail a linha de baía é, não só, a linha onde os perfis das correntes são ajustados, mas também, onde ocorrem os depósitos deltaicos, quando as correntes encontram um corpo de água e a velocidade de escoamento diminui de maneira abrupta, a ocorrência de uma área de baías e lagunas, ao longo das linhas da costa, com uma passagem, a montante, gradual para os rios, é, quase, obrigatória. Todavia, certos geocientistas, consideram que o encontro de uma corrente com um corpo de água quase imóvel, que controla o perfil de equilíbrio (provisório) dos rios, ocorre na embocadura da corrente, isto é na cabeça dos deltas, e não na linha de baía. Por outros lado, muitos geocientistas perguntam como é que um delta, pode avançar para o mar, durante um período de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de uma ingressão marinha (como o modelo de Vail constrange), se os sedimentos, que o rio transporta, se depositam nas baías e lagunas? De qualquer maneira, na estratigrafia sequencial, ao longo das linhas cronostratigráficas (superfícies de deposição), as quais são, facilmente, reconhecidas nas linhas sísmicas regionais orientadas no sentido do aporte terrígeno (geralmente, perpendicular à linha da costa), desde o continente até à planície abissal, existem várias rupturas de inclinação : (i) Ruptura Aluvial ou Linha de Baía (acrónimo LjB), que separa os depósitos aluviais dos depósitos do prisma costeiro costeira ; (ii) Ruptura Costeira (*), que corresponde mais ou menos à linha de costa, a qual está, permanentemente, submetida a deslocamentos e transformações provocadas pela acção das marés, correntes marinhas, variações relativas do nível do mar, etc., e que separa os depósitos costeiros não marinhos dos depósitos marinhos ; (iii) Ruptura ou Rebordo Continental, que, por vezes, é também o rebordo da bacia, que enfatiza o limite superior do talude continental e (v) Ruptura de Base do Talude Continental, que separa os depósitos de talude dos depósitos da planície abissal e que marca, mais ou menos, o inicio do sopé continental.

(*) Nas linhas sísmicas, tendo em conta a resolução sísmica, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição coincide com a linha da costa. Da mesma, quando um geocientistas diz que numa determinada tentativa de interpretação a bacia não tem plataforma continental, é muito possível que na realidade ela tenha um plataforma, mas que a lâmina de água seja inferior à resolução sísmica. É isto o que sucede na parte superior do delta da Mahakam (offshore de Bornéu), onde os poços de pesquisa reconheceram uma importante sobreposição de transgressões marinhas, com uma espessura média de 20-30 metros, onde as tentativas de interpretação das linhas sísmicas sugeriam, simplesmente, uma sobreposição vertical de prisma de nível alto (regressões sedimentares).

Balde Carbonatado (princípio)....................................................................................................................................................Bucket (carbonates)

Seau carbonaté (principe) / Balde carbonatado (principio) / Bucket-Carbonat (Prinzip) / 桶碳酸盐（原则） / Карбонатный ковш (принцип) / Secchio carbonato (principio)

Arquitectura de crescimento de uma plataforma carbonatada aureolada, com uma geometria semelhante à de um balde invertido, uma vez que o crescimento potencial é, basicamente, determinado pelo crescimento potencial da auréola.

Ver: « Princípio do Balde Carbonatado »
&
« Recife »
&
« Produção Orgânica (carbonatos) »

Figura 56 (Balde Carbonatado, princípio) - Como ilustrado nesta figura, a arquitectura de crescimento de uma plataforma carbonatada aureolada assemelha-se à de um balde ou tronco invertido com a boca mais larga do que o fundo. Ela é sustentada, quer pelas rígidas bordaduras formadas por recifes, quer por uma cimentação rápida das areias carbonatadas de baixio. Ela é preenchida por sedimentos não consolidados de laguna ou de planície de maré (raso de maré ou mareal). Segundo W. Schlager, três conceitos básicos têm que ser tomados em linha de conta na sedimentação carbonatada: (i) Os carbonatos são, principalmente, de origem orgânica ; (ii) Os carbonatos constroem estruturas resistentes as ondas do mar e (iii) Os carbonatos sofrem uma alteração diagenética muito intensa, visto que os minerais originais são metaestáveis. Cada um destes conceitos tem um certo número de implicações importantes no registo dos carbonatos, que são o resultado de uma actividade orgânica num ambiente marinho no qual a luz e nutrientes dissolvidos são disponíveis. Seguindo as ideias de W. Schlager (1991), pode dizer-se que: a) Quanto mais alta for a temperatura melhor, embora haja um limite máximo para cada grupo ; b) As formas tropicais diferem muito das formas temperadas ; c) Uma forte concentração de pequenas partículas de matéria orgânica danifica os bentos produtores de carbonatos (comunidade formada de organismos que habitam o fundo dos ecossistemas aquáticos e que se distingue do plâncton e nécton, que são formados por organismos que vivem na coluna de água) ; d) Valores de temperatura e salinidade anormais, muito variáveis, reduzem a diversidade dos bentos produtores de carbonato e, com valores extremos a produção total de carbonato, também, é afectada (ambientes restritos) ; e) A produção de carbonato é máxima nos primeiros 10 / 20 m da lâmina de água, mas diminui, rapidamente, para baixo e para cima ; f) A produção de carbonato é nula no limite superior da zona supramareal (zona supratidal ou zona de respingo, isto é, a área mais alta que a linha de marés vivas e que é, regularmente, aspergida, mas não submersa pela água do mar, excepto durante certas tempestades) e muito fraca nos ambientes afóticos ou no oceano ; g) A produção de carbonato segue a lei do crescimento das populações dinâmicas (curva logística) ; h) As plataformas carbonatadas morrem, quando os bentos produtores de carbonato são submergidos debaixo da zona fótica, o que, por vezes, acontece durante uma subida relativa do nível do mar importante. Um conjunto de paraciclos eustáticos (ingressões marinha) que põe uma plataforma carbonatada debaixo da zona fótica sublinha, para W. Schlager, uma discordância, enquanto que para P. Vail ela sublinha, apenas, uma superfície de ravinamento. Vail considera que uma discordância é superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo que pôs a linha da costa mais baixo do que o rebordo da bacia. Quando a água da chuva absorve o CO2 e ataca uma rocha calcária, esta transforma-se em HCO3 e Ca2+, o que quer dizer que há transferência de CO2 da atmosfera para a hidrosfera (CaCO3 + CO2 + H2O → 2 HCO3 - + Ca2+). Ao contrário, quando o coral fabrica o seu exoesqueleto ele retira 2 moles de HCO3- da hidrosfera para formar um mole de CaCO3 e um mole de CO2 que é utilizado pelas algas simbióticas (*), o que quer dizer que o CO2 só será, eventualmente, libertado para a atmosfera depois da morte da alga. Segundo certos geocientistas (http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/co2-et-carbonates.xml) as reações de precipitação / dissolução dos carbonatos, como as descritas anteriormente, equilibram-se a curto prazo, o que significa que, praticamente, o saldo é nulo e que, por consequência, elas não têm nenhuma influência na taxa de CO2 da atmosfera. Isto sugere que as variações à escala geológica da taxa de CO2 na atmosfera são, provavelmente, associadas ao vulcanismo (que fornece CO2) e a meteorização (que bombeia o CO2). Desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga, a formação de carbonato em superfície parece ter sido, ligeiramente, superior a destruição em profundidade (por subducção e metamorfismo) o que, provavelmente contribui, de maneira significativa à diminuição do CO2 atmosférico durante o Fanerozóico (±7 000 ppm durante o Câmbrico , ± 367 ppm actualmente (**)).

(*) Que se associam com organismos de espécies diferentes com benefício mútuo.

(**) Actualmente a composição da atmosfera é constituída de 78,1 % de Azoto, 21 % de Oxigénio, cerca 0,9 % Argon e vestígios de : (i) CO2- 367 ppm ; (ii) Ne- 18 ppm ; /(ii) He- 5 ppm , (iv) CH4- 1,8 ppm ; (vi) Kr- 1,1 ppm ; (vii) H2- 0,5 ppm ; NO2, NO, N2O- 0,303 ppm ; (viii) CO- 0,1 ppm e (ix) Xe- 367 ppm (https://luispedro.wikispaces.com/file/view/Apresenta%C3%A7%C3%A3o+atmosfera.pdf)

Baltica ........................................................................................................................................................................................................................................................................................Baltica

Báltica / Baltica / Baltica / 波罗 / Балтика / Baltica

Continente que hoje corresponde, mais ou menos, à Finoescandinávia (Fenoscândia) e que, depois da ruptura do supercontinente Pré-Câmbrico (Protopangeia ou Rodínia), há cerca de 600 Ma (milhões de anos atrás), se individualizou no hemisfério Sul. O Báltica é enquadrado, a Norte, pelo Laurência (Norte da América) e a Este, pelo América do Sul / África.

Ver: " Pangeia "
&
" Rodínia "
&
" Supercontinente "

Figura 57 (Báltica) - O supercontinente Protopangéia (*), também chamado Rodínia, de idade Pré-Câmbrico Tardio, formou-se por aglutinação de vários continentes do Pré-Câmbrico, ao longo da cintura orogénica de Greenville (1,2 - 1,0 Ga, 109 de anos atrás). As relações entre a orogénese de Greenville e a riftização (alargamento) do Proterozóico(**), na parte central do continente Laurência (que hoje corresponde mais ao menos ao Centro e Este da América do Norte), são ainda um grande mistério. O evento geológico dito de Greenville corresponde à colisão da parte Este do continente Laurência com um outro grande cratão constituído pelo Este da Antárctica, África do Sul, Congo, Oeste da África e Norte da América do Sul, o qual, aparentemente, mais tarde, foi um componente principal do pequeno supercontinente Gondwana (continente meridional do supercontinente Pangeia). Uma outra massa continental que entrou na colisão foi o continente Báltica, que é o nome de um paleocontinente (antigo cratão), também chamado Fenno-Sarmatia. Ele incluía a actual Escandinávia, os Países Bálticos e a costa sul do mar Báltico, o noroeste da Rússia, Bielorússia e norte da Ucrânia. De origem arcaica, o Báltica individualiza-se como continente no final do Proterozóico, quando se separou do supercontinente Protopangeia. A maioria dos geocientistas pensa que no início do Fanerozóico, o supercontinente Protopangeia, em grande parte localizado no hemisfério Sul, se fracturou em diferentes fragmentos continentais, em particular, nos continentes Laurência e Báltica que começaram a afastar-se, mutuamente, à medida, que nova crusta oceânica se formava entre eles (alastramento oceânico). Esta crusta oceânica era coberta pelo Mar de Japeto (Mar de Iapetus). Este mar existiu entre 600 e 400 Ma, no hemisfério Sul entre o continente Laurência (conjunto do que hoje é a Escócia, América do Norte e Gronelândia) a Oeste, e o continente Báltica (que hoje é o conjunto da Escandinávia e da Europa Oriental) a Este e a Avalónia (conjunto do Reino Unido e no Noroeste da Europa) ao Sul. O afastamento destes continentes, criados pela ruptura da litosfera do supercontinente Protopangeia, produziu uma importante redução do volume das bacias oceânicas, devido a formação das grandes montanhas oceânicas (designadas como dorsais oceânicas, dorsais submarinas, dorsais médio oceânicas ou cristas médio oceânicas), que acompanham a oceanização, o que provocou uma subida importante do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra e a um satélite) e a inundação das margens dos continentes recém-formados. A redução de volume das bacias oceânicas, que foi, principalmente, induzida pela formação das dorsais médio oceânicas, entre o Laurência e Báltica, à medida que o Mar Japeto se alargava, obrigou o nível do mar absoluto ou eustático a subir. Todavia, para que isso tivesse acontecido, a quantidade de água (sob todas as suas formas) têm que ser constante desde o início da formação da Terra, isto é, desde há cerca de 4,5 Ga. Até hoje, esta conjectura foi sempre corroborada e a maioria dos geocientistas pensa que ela será difícil de refutar. A história do continente Báltica pode resumir-se assim: a) No Pré-Câmbrico, há ± 1,8 Ga, o Báltico fazia parte do supercontinente Columbia ; há ± 1,5 Ga, ele fazia parte do pequeno supercontinente Nena ; há ± 1 Ma, ele fazia parte do supercontinente Rodínia, ; há ±750 Ma, ele fazia parte do pequeno supercontinente Protolaurasia e há ± 600 Ma, ele fazia parte do supercontinente Pannotia ; b) No Câmbrico, o Báltica era um continente independente ; c) Durante o Ordovícico Tardio, o Báltica colidiu com o Avalónia (pequeno continente que se formou a partir de um arco vulcânico na margem Norte do pequeno supercontinente Gondwana) ; d) Durante o Devónico, o Báltica colidiu com o Laurência, formando o pequeno supercontinente Euramerica ; e) Durante o Pérmico todos os continentes principais colidiram uns contra os outros para formar o grande supercontinente Pangeia ; f) No Jurássico, o Báltico fazia parte do pequeno supercontinente Laurasia, o qual é um dos dois pequenos supercontinentes (o outro é o Gondwana) que resultaram da fracturação do supercontinente Pangeia ; g) No Cretácico, ele fazia parte do pequeno supercontinente Eurasia ; h) Hoje, o Báltica faz parte do pequeno supercontinente Afro-Eurasia.

(*) Na história da Terra, os geocientistas consideram : (i) Supercontinentes, como por exemplo, a Pangeia ou a Rodínia ; (ii) Pequenos supercontinentes, como o Laurasia ou o Gondwana e (iii) Continentes como o Báltica ou o Laurência.

(**) O Proterozóico, na escala do tempo geológico, está compreendido entre, mais ou menos, 2,5 Ga e 542 Ma, o que quer dizer que ele abrange quase metade do tempo de existência da Terra, a qual se formou há, mais ou menos, 4,5 Ga O Proterozóico é mais recente éon do do superéon Pré-Câmbrico (entre 4,5 Ga e 542 Ma, ele sucede ao Arcaico ou Arqueano (entre 2,5 Ga e 4 Ga) e precede o éon Fanerozóico. Certos geocientistas dividem o Proterozóico em três eras: (i) Neoproterozóico, entre 542 Ma e 1,2 Ga ; (ii) Mesoproterozóico, entre 1,2 Ga e 1,8 Ga e (iii) Paleoproterozóico, entre 1,8 Ga e 2,5 Ga. Todas estas datas são aproximativas um vez que o erros (sistemáticos e aleatórios) dos método de medida podem ser, relativamente, importantes.

Banco Submarino.........................................................................................................................................................................................................................................Bank

Banc (sous-marin) / Banco (submarino) / Bank, Untiefe / 滩 / Залежь (пласт) / Banco di sabbia (sottomarino) /

Relevo submarino, saliente, da plataforma continental. Forma de acumulação submarina, de sedimentos arenosos, grosseiros ou conchas. Sob o ponto de vista biológico, um banco é, muitas vezes, o biótopo ou ecótopo (lugar onde vivem) de colónias de seres vivos construtores, uma vez que ele tem uma certa regularidade nas condições ambientais.

Ver: " Delta "

Banco de Desembocadura (de baía).............................................................................................................................Bay-mouth Bar

Barre d'embouchure (de la baie) / Barra de desembocadura (de bahía) / Bay-Mound-Bar / 湾口坝 / Бар в устье залива / Bocca bar (la baia) /

Acumulação arenosa induzida pela corrente de deriva litoral. Normalmente, é um cordão que fecha, completamente, o acesso da baía, isolando-a do corpo de água principal. Estas barras são formadas, geralmente, de areia e cascalho transportado pela corrente de deriva litoral e depositado na parte menos turbulenta da corrente.

Ver: " Baía "

Banco de Desembocadura (distributivo)...............................................................................Distributary-Mouth Bar

Barre d'embouchure (distributaire) / Barra de desembocadura (distributario) / Nebenarm-Mund-Bar /  分流的嘴酒吧 / Бар в устье рукава дельты / Barra della bocca (distributore)

Acumulação de areão, areia, cascalho, calhaus ou outro material detrítico, pouco ou não consolidada, de geometria alongada ou lobular, depositada na desembocadura de um canal distributivo ou de um rio, quando a desaceleração da corrente permite a deposição. Em geral, devido à progradação dos corpos deltaicos, à medida que as barras de desembocadura se depositam, novos canais distributivos se formam, que erodem os bancos depositados. Sinónimo de Banco de Desembocadura e de Barra.

Ver: " Delta "
&
" Frente de Delta "
&
" Cortejo Sedimentar "

Figura 58 (Banco de Desembocadura, distributivo) - Como ilustrado nesta figura, o delta da Mahakam é localizado na costa Este da ilha de Bornéu, Indonésia, o que para um geocientistas quer dizer que ele se formou dentro da megassutura Mesozóico / Cenozóico, num contexto geológico compressivo, em associação com um mar marginal criado no seguimento de um pequeno alastramento oceânico induzido pela ruptura de uma bacia interna ao arco (bacia episutural da classificação de Bally e Snelson). Nestas condições geológicas, teoricamente, isto é, a priori (a teoria precede a observação), a morfologia do litoral do mar marginal, deve ser caracterizada por uma linha de baía (linha que une os pontos onde os perfis de equilíbrio provisório dos rios se horizontalizam), muito próximo ou mesmo coincidente com a linha da costa, o que implica um prisma costeiro (conjunto dos depósitos fluviais e marinhos de água pouco profunda que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa, que tem a forma de cunha e se prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente) pouco desenvolvido ou mesmo ausente. No delta actual, que é, fundamentalmente, um delta de maré, reconhecem-se, facilmente: (i) A planície deltaica fluvial ; (ii) Os canais distributivos ; (iii) Os bancos de desembocadura ; (iv) Os canais de maré e (v) Os mareais argilosos (planícies ou rasos de maré argiloso). Como ilustrado, o ápice do delta é, perfeitamente, controlado pelas estruturas anticlinais que controlam o alinhamento da linha da costa. O edifico deltaico desenvolveu-se junto da saída do rio Mahakam das montanhas (cadeia dobrada). O prisma costeiro, ao contrário, do que sucede na maior parte das margens divergentes de tipo Atlântico, é inexistente. Os sedimentos que se depositam na desembocadura dos distributivos do delta de maré (bancos de desembocadura ou da foz de canal distribuidor) são, pouco a pouco, atravessados pelos distributivos que os originaram, à medida, que o delta prograda para jusante. Estes depósitos foram utilizados por certos geocientistas (que não tomaram em linha de conta o contexto geológico e a morfologia desta região) para refutar a importância ou mesmo a existência da linha de baía, que na análise sequencial (escola de Vail) separa os depósitos aluviais (") dos depósitos fluviais e corresponde ao lugar geométrico (no conjunto de pontos de uma superfície que gozam de uma determinada propriedade) dos pontos onde dos perfis dos cursos de água são ajustados, quer isto dizer, que os depósitos deltaicos ocorrem quando as correntes entram num corpo de água e a velocidade de escoamento diminui de maneira abrupta. Segundo a escola de Vail, que considera o prisma costeiro, deve existir uma área de baías e lagunas ao longo da linha da costa, com uma passagem gradual para os rios a montante dessa área. Isto parece ser o caso em muitas áreas das margens divergentes de tipo Atlântica, mas não é muito frequente nas margens de tipo não Atlântico, como no caso do litoral Este de Bornéu. Sobre e assunto é importante assinalar que muitos geocientistas se perguntam como é que um delta pode progradar para o mar (desculpe o pleonasmo) durante período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois da ingressão marinha que criou o espaço disponível para que a sedimentação, se os sedimentos, que as correntes transportam se depositam nas baías e lagunas, como admitido no modelo de P. Vail. Os oponentes à escola de Vail pensam que os pontos onde os perfis de equilíbrio provisórios das correntes são ajustados são as embocadura das correntes e não a linha de baía. Não confunda a linha de equilíbrio, que é o lugar geométrico dos pontos de equilíbrio (pontos onde a acomodação criada pela subsidência e a criada pela subida do nível do mar absoluto ou eustático se compensam) com a linha de baía. Quando o nível eustático ou absoluto sobe, o ponto de equilíbrio desloca-se para montante, enquanto que quando o nível eustático desce, o ponto de equilíbrio migra para jusante. Os movimentos do ponto de equilíbrio são também influenciados pelo acarreio sedimentar, que P. Vail associa mais às correntes litorais do que ao acarreio fluvial, uma vez que para ele, a grande maioria do acarreio terrígeno, se deposita, imediatamente, a jusante da linha de baía (no prisma costeiro), onde a velocidade de escoamento diminui de maneira abrupta. Não esqueça que o nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar, global ou mais ou menos global (para certos geocientistas), 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 da superfície terrestre e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento).

(*) O termo aluvial é aqui usado, principalmente, para designar os aluviões em forma de leque ou cone, em regiões onde os rios saem de uma montanha devido à perda de caudal ou de capacidade de transporte.

Barra de Meandro (fóssil) ..............................................................................................................................................................................................Point Bar

Barre de méandre / Barra de meandro / Point-bar /  点吧 / Прирусловый бар (ископаемые) / Meandro bar

Acumulação de limo, areia, areão ou cascalho que se deposita em água frouxa (pouca enérgica e sem competência de transporte), quer dentro de um rio que turbilhona, quer na parte convexa de um meandro e que, mais tarde, pode ser fossilizada, lateralmente, por tampões argilosos e, verticalmente, por sedimentos marinhos transgressivos. O desenvolvimento das barras de meandro não é, directamente, condicionado pelas variações do nível do mar relativo. As desconformidades que separam os tampões argilosos, depositados durante os períodos de abandono do meandro (lagos de meandro) não correspondem a discordâncias (superfícies de erosão), uma vez que na evolução de um meandro há, ao mesmo tempo, erosão e deposição.

Ver: " Tampão Argiloso "
&
" Deposição Fluvial "
&
" Bisel de Progradação "

Figura 59 (Barra de Meandro) - Nos depósitos não marinhos e, particularmente, nos ambientes fluviais, como ilustrado nesta barra de meandro fóssil, os biséis de progradação são muito característicos. Os estratos inclinados da barra de meandro terminam, na base, isto é, contra a superfície de incisão fluvial (não visível na fotografia desta figura) por biséis de progradação. A descontinuidade (*), sublinhada pela linha vermelha ondulada, não é uma discordância em termos de análise sequencial, o que quer dizer, que, provavelmente, ela não foi induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra, e da tectónica) que produziu uma superfície regional de erosão. O mais provável é que esta descontinuidade tenha sido criada por um atalho de meandro, que individualizou um lago de meandro, o qual, mais tarde, foi fossilizado por preenchimentos argilosos (tampões argilosos). Os sedimentos argilosos basais, que preenchem o antigo lago de meandro e que formam o primeiro tampão argiloso, repousam por biséis de agradação contra a descontinuidade que limita a parte externa da barra de meandro. Como neste tipo de ambiente sedimentar, onde a erosão e deposição são, quase sempre, síncronas, o termo discordância não pode ser utilizado como ele o é, geralmente, na análise sequencial. Na estratigrafia sequencial, uma discordância corresponde a uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo (nível do mar referenciado a um ponto local, que pode ser o topo da crusta continental ou o fundo do mar), que desloca para jusante os biséis de agradação costeiros exumando, total ou parcialmente, a plataforma continental (se ela existir, uma vez que dentro de um ciclo sequência, a bacia pode não ter plataforma continental). A superfície de erosão, que caracteriza uma discordância é, mais tarde, fossilizada pelos biséis de agradação marinhos e costeiros dos sedimentos sobrejacentes. Todavia, nas linhas sísmicas, estes biséis só são evidentes nos preenchimentos dos canhões submarinos, perto do rebordo da bacia e nos preenchimentos dos vales cavados (os biséis de agradação não marinhos são, raramente, visíveis nos dados sísmicos. O ambiente sedimentar onde se depositam as barras de meandro é localizado a montante dos biséis de agradação costeiros, o que quer isto dizer, que à superfície de incisão do rio, quer ela seja original ou reactivada (ruptura do perfil de equilíbrio provisório) pode, eventualmente, correlacionar lateralmente com um superfície de erosão (discordância). Todavia em geologia, como em todas as ciências, uma correlação pode não ser uma relação de causa a efeito. Os sedimentos que preenchem a incisão fluvial, onde várias descontinuidades são sempre visíveis, estão associados mais com as variações laterais da velocidade de escoamento do rio do que com as variações do nível do mar relativo. As barras de meandro encontram-se nos dois tipos principais de meandros: (i) Meandros livres ou divagantes, que têm a sua origem na dinâmica dos próprios cursos de água, quando as sinuosidades são independentes do traçado do vale e (ii) Meandros encaixados ou de vale, que tem as suas curvas coincidentes com o traçado topográfico do vale. O termo vale corresponde aqui à depressão da superfície terrestre, alongada, relativamente estreita e inclinada, que pode ser ou não ocupada por um curso de água ao longo do qual se podem diferenciar: a) A cabeceira (borda superior) ; b) A desembocadura (borda inferior) ; c) Os flancos ou ladeiras (os lados) e d) O talvegue, que corresponde, praticamente à parte mais profunda do leito da corrente.

(*) Em geologia, para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos (a) com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorocovici, (b) com diferentes fácies sedimentares ou (c) entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Isto quer dizer, que 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/)

Batial...........................................................................................................................................................................................................................................................................................Bathyal

Bathyal / Batial / Bathyal / 深海 / Батиальный (глубоководный) / Batiale

Ambiente marinho caracterizado por uma profundidade de água entre 200 e 3500 metros. Três subambientes podem ser considerados: (i) Batial Superior, com uma profundidade de água entre 200 e 500 metros ; (ii) Batial Médio, com uma profundidade de água entre 500 e 1 000 metros e (iii) Batial Inferior, com uma profundidade da água entre 1 000 e 3 500 metros.

Ver: " Abissal "
&
" Assoalhado Oceânico "
&
" Fisiográfica (província) "

Figura 60 (Batial) - Como ilustrado nesta figura, tenha em linha de conta, que a morfologia do fundo do mar e, em particular, a profundidade de água só pode ser, correctamente, determinada nas linhas sísmicas convencionais do offshore, quando elas são em profundidade, cuja obtenção requere um tratamento especial e um conhecimento, mais ou menos, exacto das velocidades de intervalo (é por isso que as linhas sísmicas em profundidade são caras e pouco disponíveis). Uma variação abrupta da profundidade água, o que que é muito frequente nas margens divergentes, como ilustrado, aqui, no offshore da bacia geográfica de Pelotas (Uruguai / Brasil), induz um artefacto ou engano sísmico muito importante, que modifica substancialmente, a morfologia do fundo do mar e a geometria dos reflectores subjacentes. As ondas sísmicas são retardadas dentro da água, na qual elas têm uma velocidade mais pequena do que quando elas atravessam os sedimentos, o que naturalmente levanta (“pull-up” dos geocientistas de língua inglesa) os reflectores debaixo das grandes profundidades de água. Excepto para o limite superior do ambiente batial, que é consensual e, que corresponde a 200 m de profundidade de água (limite inferior da plataforma continental), o limite inferior varia função dos geocientistas entre os 2000 e 4000 metros. Na análise sequencial, há a tendência a considerar o limite superior do ambiente abissal como a ruptura da base do talude continental. É a partir desta ruptura que, dentro de um ciclo sequência, se depositam os cones submarinos de bacia (CSB), que são, quase sempre, cobertos pelos cones submarinos de talude (CST), uma vez que é a partir desta ruptura (sopé do continental) que as correntes de turbidez começam a desacelerar. O ambiente abissal é o domínio dos sedimentos depositados durante as descidas significativas do nível do mar relativo, quer isto dizer, dos cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST). Num ciclo da curva das variações do nível do mar relativo, que é o resultado da combinação da curva eustática (variações do nível do mar absoluto ou eustático, ou seja, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento), os cones submarinos de talude (CST) depositam-se quando o nível do mar relativo começa, praticamente, já a subir (sector ascendente com geometria côncava da curva das variações do nível do mar relativo). Por cima dos cones submarinos de bacia (CSB), no ambiente batial, depositam-se os sedimentos proximais do prisma de nível baixo (PNB), que é o subgrupo superior do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB). Estes subgrupos de cortejos sedimentares são de nível baixo do mar e repousam todos (CSB, CST e PNB) contra a discordância inferior do ciclo sequência, de que eles fazem parte, por biséis de agradação. A idade dos cones submarinos de bacia (CSB) sugere a idade relativa, mais precisa, da descida do nível do mar relativo, responsável da superfície de erosão, que sublinha a discordância inferior do ciclo sequência (CiS). Não só eles se depositam durante a descida relativa do nível do mar, mas também eles fossilizam o hiato mínimo entre o ciclo eustático precedente e o ciclo eustático a que eles pertencem. Nos subgrupos de cortejos de nível baixo (CNB), que são, de baixo para cima: (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), a lâmina de água varia muito (devido às variações do nível do mar relativo e à espessura dos sedimentos depositados). São os biséis de agradação costeiros do prisma de nível baixo (PNB), que fossilizam, quase sempre, o ambiente batial (ao nível da discordância inferior do ciclo sequência). Os biséis de progradação do prisma de nível baixo (PNB) fossilizam os cones submarinos de talude (CST) subjacentes. Os biséis de agradação do prisma de nível baixo são quase todos costeiros, o que quer dizer, que embora este subgrupo de cortejos sedimentares seja de nível baixo, os sedimentos proximais depositam-se, em geral, uma pequena lâmina de água. Os biséis de progradação, com vergência oposta que formam as estruturas ditas em asas de gaivota (em voo) dos cones submarinos de talude (CST) fossilizam, em geral o sopé continental ou seja uma parte da zona abissal (ao nível da discordância inferior). A parte superior dos cones submarinos de bacia (CSB), nos quais os biséis de agradação marinhos distais e proximais são, quase sempre bem visíveis, embora, por vezes deformados por compactação diferencial, definem-se quase sempre na zona abissal ou na planície abissal, particularmente, quando eles estão desconectados da ruptura de base do talude continental.

Beríngia..........................................................................................................................................................................................................................................................................Beringia

Béringie / Beríngia / Beringia / 白令海峡 / Берингия / Beringia /

Região entre a Sibéria e o Alasca, vagamente, definida pelo Estreito de Bering, mar de Chukchi e mar de Bering, que foi exumada durante a glaciação Würm, em particular entre 50 e 40 mil anos atrás e, mais tarde, entre 25 e 12 mil anos atrás.

Ver: " Glaciação Würm "

Berma de Praia (Pataforma)................................................................................................................................................................................Berm

Berme (de plage), Gradin de plage / Terraza de la playa / Stuffe / 比亚陡峭 / Уступ (надводная береговая терраса) / Ripida spiaggia

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

Ver: " Praia "
&
" Delta ”
&
" Zona de Rebentação "

Figura 61 (Berma de Praia, plataforma) - 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 é 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 à resolução das linhas sísmicas convencionais (possibilidade de separar dois eventos que estão muito próximos). Todavia, nas linhas sísmicas de alta resolução, os degraus da praia podem ser visíveis, mas não devem ser interpretados como retrogradações da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, como, muitas vezes, é o caso. Num ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 My e 3-5 My, durante intervalo transgressivo (IT), ou seja, o subgrupo inferior do grupo de cortejos sedimentares de nível alto (PNA), cuja geometria global é retrogradante, a cada subida do nível do mar relativo (*) (paraciclo eustático), a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) é deslocada para montante. O primeiro deslocamento da linha da costa para montante, cuja amplitude é função da morfologia da discordância inferior do ciclo sequência e da amplitude da ingressão marinha, cria uma lâmina de água e uma plataforma continental. As retrogradações seguintes da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (ou, o que é, praticamente, o mesmo da linha da costa) que ocorrem depois da deposição de cada paraciclos sequência (durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue cada uma das ingressões marinhas) são provocadas por ingressões marinhas cada vez mais importantes (subidas do nível do mar relativo em aceleração). Assim, nas linhas sísmicas, a anomalias batimétricas criadas pelas retrogradações sucessivas da linha da costa, não têm nada a ver com as anomalias topográficas dos abrupto e bermas da praia, nem no que diz respeito às dimensões nem no que diz respeito a génese. A formação das bermas da praia (praia média), não esta associada a variações do nível do mar relativo, mas com a acção erosiva das vagas, durante os períodos de preiamar viva. Neste esquema, a berma da praia (5) que alguns geocientistas chamam patamar, devido à sua geometria, mais ou menos, horizontal, também não deve ser confundida (no campo ou nas linhas sísmicas) com uma superfície de ravinamento, a qual é produzida pela acção erosiva do nível de base do mar, a quando de uma subida do nível do mar relativo, isto é, a quando de uma inundação da planície costeira. Aquilo que certos geocientistas chamam, geralmente, o ambiente litoral (caracterizado por uma profundidade de água inferior à do ambiente nerítico) corresponde ao conjunto da praia média e praia baixa, visto que ele engloba a zona intramareal, isto é, a zona limitada entre os níveis de preiamar viva e de baixamar viva. Os diferentes níveis do mar podem ser deduzidos da morfologia da praia (lato sensu). O nível de preiamar viva corresponde, mais ou menos, ao limite entre a praia média e praia alta (as marés vivas que ocorrem perto dos equinócios com máximos de amplitude, são as marés equinociais). O nível da baixamar (maré vazia) corresponde ao limite superior das cristas e sulcos pré-litorais, enquanto que a escarpa da praia (10, nesta figura) ou seja o último degrau da praia, é o limite entre a praia baixa e praia média e sublinha o nível de preiamar morta (Lua Nova), no topo, e, mais ou menos, o nível médio do mar, na base. Na classificação das formas da praia aqui adoptada de montante para jusante reconhece-se : a) Antepraia, para a forma de relevo que constitui o limite interior da praia, o qual pode ser uma arriba ou um cordão litoral ; b) Praia Alta, para a parte superior da praia com um declive acentuado só atingida nas preiamares de águas vivas e tempestades ; c) Praia Média, para a parte da praia que se estende no espaço atingido pela correntes de ressaca (ou de rebentação, ou seja, a corrente de afluxo e a corrente de refluxo) entre os níveis de preiamar e baixamar de águas mortas ; d) Praia Baixa, para a parte inferior do espraiado, que compreende o espaço que se estende entre os limites atingidos pela baixamar, em águas mortas e em água vivas e e) Pré-Praia, para a parte da praia sempre submersa e que se estende a partir do limite das marés mais baixas (corresponde a zona de rebentação de certos geocientistas).

(*) É importante não confundir nível do mar relativo com o nível do mar absoluto. O primeiro é local e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser o topo da crusta continental (em geral a base dos sedimentos) ou o fundo do mar. O segundo, que muitos geocientistas chamam nível do mar eustático ou global, é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é uma combinação do nível do mar absoluto e da tectónica (levantamento ou subsidência).

Biocron............................................................................................................................................................................................................................................................................Biochron

Biochron / Biocron / Biochron / Biochron （时间长） / Биохрон / Biochron

Tempo total representado por uma biozona ou zona biostratigráfica (intervalo formado por um conjunto de estratos definido na base dos seus fósseis característicos). Um biocron é designado segundo as características dos fósseis, ou seja, da taxa que caracteriza o intervalo de tempo. A biocronologia é a ciência que trata da datação relativa dos intervalos sedimentares a partir dos fósseis que eles contêm.

Ver: " Biozona "
&
" Biostratigrafia "
&
" Cronostratigrafia "

Figura 62 (Biocron) - O termo biocron foi criado por Henry Shaler Williams (1901) para o distinguir de geocron (tempo no qual uma unidade de rocha foi formada, o qual não é mais utilizado), mas ele tem um significado ambíguo. Biocron refere-se tanto ao tempo em que um determinado taxón (*) viveu, como à duração de uma biozona, cuja duração pode ser menor do que as taxa (plural de táxon) que ela define. Um biocron é o intervalo de tempo correspondente à duração de uma espécie, outro táxon ou de uma biozona. Um biocron recebe o mesmo nome do táxon ou biozona que ele representa. Um biocron é uma unidade geocronológica. Um caso particular de biocron é a hemera (distribuição vertical de espécies características dentro de uma zona), que é a duração de desenvolvimento máximo ou acme de uma espécie ou de outro taxón ou da biozona de apogeu. Na escala tempo ilustrada nesta figura, baseada nos mamíferos da América do Norte, as colunas Época e Polaridade correspondem aos biocrons das épocas globais marinhas e às polaridades magnéticas (Berggren et al., 1995). Os números dos biocrons estão indicados ao lado da coluna da polaridade. “1987” ; “1995” e “Revisada” correspondem às escalas tempo de Woodburne (1987) e Woodburne and Swisher (1995). Os nomes completos dos biocrons dos mamíferos são dados na publicação original. As flechas indicam as idades estimadas, usadas como pontos de interpolação na calibração dos dados. O táxon (singular de taxa) ou unidade taxonómica, essencialmente associada a um sistema de classificação científica, designa um organismo ou um grupo de organismos. O táxon pode indicar uma unidade em qualquer nível de um sistema de classificação: Reino, Género ou Espécie, assim como qualquer outra unidade de um sistema de classificação dos seres vivos. Na nomenclatura biológica proposta por Lineu (século XVII), a um táxon é atribuído uma ordem taxonómica e pode ser colocado num nível particular da hierarquia sistemática reflectindo as relações evolucionárias. Uma distinção deve ser feita entre (i) Taxa / Taxonomia (a ciência que se ocupa da classificação dos seres vivos, utilizando um sistema uniforme que exprime de forma, mais ou menos, fiel do grau de semelhança entre eles) e (ii) Classificação / Sistemática. A primeira refere-se aos nomes biológicos e às regras de denominação. A segunda refere-se à posição na ordem das taxa de acordo com as relações evolucionárias ou filogenéticas presumíveis. Como a distribuição e variação das espécies é, altamente, conflituosa de um lugar para outro, certos geocientistas (**) utilizam softwares, como o BioGraph do Prof. Jean Guex da Universidade de Lausanne, o qual optimiza as coexistências virtuais das espécies e produz cartas de distribuição, nas quais as relações estratigráficas conflituais são expressas como co-ocorrências virtuais. O resumo da publicação de M. R. Palombo e R. Sardella ("Biochronology and biochron boundaries: A real dilemma or a false problem? An example based on the Pleistocene large mammalian faunas from Italy", Quaternary International, Vol, 160, Issue 1, January 2007, pp. 30–42) é, sobre este assunto, muito significativo: "Reconstruir a biostratigrafia do Neogénico-Quaternário em ambientes continentais e reconhecer "limites" entre sucessivos complexos faunísticos de mamíferos é uma tarefa problemática. A definição e aplicação da biocronologia tem sido, frequentemente, manchada por referências e inferências da biostratigrafia. As descontinuidades no registro sedimentar continental, as condições ambientais, os viés tafonómicos (a tafonomia é o estudo de organismos em decomposição ao longo do tempo e como se fossilizaram, caso tenha ocorrido) e de amostragem são responsáveis pelo fato de que a ordem estratigráfica das menores e mais altas ocorrências de restos fósseis (datum estratigráfico) não reflete necessariamente a ordem temporal da primeira/última aparições da taxa (eventos paleobiológicos) no tempo. No entanto, os bioeventos da primeira / última aparição (registrados pela menor / maior ocorrência de restos fósseis em níveis fossilíferos de diferentes sucessões estratigráficas continentais) têm sido a principal base para o estabelecimento do cenário biocronológicos da faunas de mamíferos continentais. Do ponto de vista teórico, os "limites" devem ser definidos pela "ocorrência histórica" mais antiga e / ou mais jovem de um ou mais taxa. E quanto a uma abordagem operacional? "

(*) Um táxon é uma entidade de seres vivos reagrupados, porque eles têm características comuns devido ao seus de seu parentesco, o que permite a classificação dos vivos através Sistemática (ciência da classificação dos seres vivos que se divide em Taxonomia e Nomenclatura).

(**) Uma relação filogenética está ligada à evolução das espécies ou de qualquer grupo hierarquicamente reconhecido (dicionário da Porto Editora)

Biocronologia.........................................................................................................................................................................................................................Biochronology

Biochronologie / Biocronología / Biochronologie / Biochronology （生物事件的时序） / Биохронология / Biocronologia

Ciência que trata da correlação em tempo dos eventos biológicos à partir dos fósseis A correlação das camadas sedimentares pode ser feita a partir da biostratigrafia (ramo da estratigrafia que utiliza os fósseis para correlacionar as camadas sedimentares) e da paleontologia (estudo da vida pré-histórica, assim como da evolução dos organismos e interacção com os ambientes).

Ver: " Estratigrafia Isotópica "
&
" Biozona "
&
" Fóssil Característico "

Figura 63 (Biocronologia) - Biocronologia tenta correlacionar, em tempo, os eventos biológicos a partir dos fósseis (restos de seres vivos ou evidências das suas actividades biológicas preservados em diversos materiais). A biocronologia corresponde a uma organização do tempo geológico de acordo com o processo irreversível da continuidade da evolução orgânica (resolução de ± 1My). A biocronologia contrasta com biostratigrafia (datação relativa dos intervalos sedimentares a partir dos fósseis). A Biostratigrafia é iterativa. Ela baseia-se na observação de superposição de sucessões de fósseis sem significação cronológico próprio (o que quer dizer, que uma biostratigrafia invertida ou com muitos hiatos por sem deposição é, perfeitamente, útil desde que seja consistente). É o arranjo e correlação temporal das biostratigrafias que constituem o papel, muitas a vezes, desvalorizado da biocronologia. Nesta figura está ilustrado a biostratigrafia do Miocénico / Pliocénico utilizando vieiras fósseis (moluscos lamelibrânquios da família Pectinidae, também conhecidos por leques, pentes e romeiras, cujo nome científico é Pecten maximus, encontram-se em vários oceanos e são muito apreciadas na gastronomia). O Chesapecten é um género extinto de vieiras, que viveu desde o Miocénico Inicial até Pleistocénico Inicial. O problema entre a biocronologia e os limites biocrons foi analisado por M. R. Palombo e R. Sardella (2007), utilizando as faunas dos grandes mamíferos do Pleistocénico de Itália: (i) A reconstrução da biostratigrafia do Neogénico / Quaternário em ambientes continentais e o reconhecimento dos limites entre os sucessivos complexos da fauna dos mamíferos é um exercício muito difícil ; (ii) A definição e aplicação da biocronologia tem sido, muitas vezes, manchada por referências e inferências a partir de biostratigrafia ; (iii) As descontinuidades no registo sedimentar continental, as condições ambientais, os viés (desvios ou deformações na maneira dever) tafonómicos (a tafonomia é o estudo de organismos em decomposição ao longo do tempo e como se fossilizaram, caso tenha ocorrido) e da amostragem são responsáveis pelo facto de que a ordem estratigráfica dos restos das pequena e grandes ocorrências de fósseis - datum estratigráfico - não reflecte, necessariamente, a ordem temporal da verdadeira primeira e última aparições das taxa (eventos paleobiológicos) no tempo; (iv) O aparecimento do primeiro / último bioevento (gravados nas pequenas / grandes ocorrências de restos fósseis nos níveis fossilíferos de diferentes sucessões estratigráficas continentais) têm sido a principal base para o estabelecimento dos contextos biocronológicos continentais da faunas dos mamíferos ; (v) Do ponto de vista teórico, "os limites" devem ser definidos pelos mais velhos e / ou jovens "eventos históricos" de um ou mais taxa ; (vi) Utilizando exemplos das faunas (mamíferos) encontradas na Itália, e em particular, as da transição do Vilefranquiano ao Galeriano e do Galério para a Terra / Aureliano, os geocientistas Palombo e Sardella, a partir dos resultados obtidos sublinharam, de novo, a dificuldade de definir um esquema estável, que pode ser aplicado como base de correlação pela comunidade científica internacional. A biocronologia pode ser utilizada não só para datar fósseis, mas também para datar objectos arqueológicos. A descoberta de ossos numa camada sedimentar, por exemplo, pode, rapidamente, ser datada pela proximidade de outras espécies de animais ou plantas, cuja idade é conhecida. Uma tal datação pela biocronologia deve, sempre, ser complementada por outros métodos, na medida em que o grau de precisão é muito fraco. De facto, a biocronologia, assim como a estratigrafia, não fornece uma datação precisa, mas simplesmente uma indicação da hierarquia entre os estratos.Nesta figura está reconstituída a biocronologia do Miocénico Médio - Pliocénico Inicial, feita a partir da evolução das vieiras, isto é entre a Chesapecten nefrens (Miocénico Médio) e a Chesapecten septenarius (Pliocénico Inicial). O problema entre a biocronologia e os limites biocrons foi analisado recentemente por M.R. Palombo e R. Sardella (2006), utilizando as faunas dos grandes mamíferos do Pleistocénico de Itália. Os resultados deste estudo foram resumidos assim: A reconstrução da biostratigrafia do Neogénico-Quaternário em ambientes continentais e o reconhecimento dos limites entre os sucessivos complexos da fauna dos mamíferos é um exercícios muito difícil. A definição e aplicação da biocronologia tem sido, muitas vezes, manchada por referências e inferências a partir de biostratigrafia. Na verdade, as descontinuidades no registo sedimentar continental, as condições ambientais, os defeitos tafonómicos (tafonomia é o estudo dos processos pós-morte dos animais) e da amostragem são responsáveis pelo facto de que a ordem estratigráfica dos restos das pequena e grandes ocorrências de fósseis (datum estratigráfico) não reflecte, necessariamente, a ordem temporal da verdadeira primeira e última aparições de taxa (*) (paleobiológicos eventos) no tempo. O aparecimento do primeiro / último bio-evento (**) (gravados nas pequenas / grandes ocorrências de restos fósseis nos níveis fossilíferos de diferentes sucessões estratigráficas continentais) têm sido a principal base para o estabelecimento dos contextos biocronológicos continentais da faunas dos mamíferos. Portanto, do ponto de vista teórico, "os limites" devem ser definidos pelos mais velhos e/ou jovens "eventos históricos" de um ou mais taxa. Utilizando exemplos das faunas (mamíferos) encontradas na Itália, e em particular, as da transição do Vilefranquiano ao Galeriano e do Galério para a Terra-Aureliano, os autores, a partir dos resultados obtidos sublinharam, de novo, a dificuldade de definir um esquema estável, que pode ser aplicado como base de correlação pela da comunidade científica internacional.

(*) A Primeira Aparição, é a ocorrência mais precoce (mais antiga) uma seção estratigráfica para uma determinada espécie. A primeira aparição ocorre quando os membros de uma nova espécie aumentam em números, eles podem, eventualmente, tornar-se, suficientemente, abundantes e generalizados para aparecer no registro geológico. A Última Aparição, é a ocorrência mais recente (mais jovem) numa seção estratigráfica para uma determinada espécie. A última aparição ocorre quando a espécie não é mais capaz de se ajustar às condições ambientais mutáveis, seus membros diminuem em número e eventualmente desaparecem. A Extinção refere-se ao desaparecimento por morte de cada membro individual de uma espécie ou de um grupo taxonómico mais elevado, a linhagem já não existe mais. A Pseudoextinção (ou extinção filética) refere-se a um processo evolutivo pelo qual uma espécie evolui em espécies diferentes ; a espécie original torna-se extinta, mas a linhagem continua numa espécie filha. Por exemplo, os seres humanos de hoje (Homo sapiens) substituíram uma espécie mais antiga já extinta (pseudoextinção) chamada Homo sapiens neanderthalensis (Homem de Neanderthal). (http://basin.earth.ncu.edu.tw/download/courses/sequence_strat/4_biostratigraphy.pdf )

(**) Um bioevento é um evento reconhecido numa sequência de rochas sedimentares, onde há uma mudança significativa na biota como registado por conjunto de fósseis sobre um período de tempo relativamente curto. Um bioevento tem sido definida como "mudanças curto prazo (horas ou dias para milhares de anos) locais, regionais ou inter-regionais do caráter ecológico, biogeográfico e / ou evolutivo de biotas que são isócronas ou quase e através toda a sua gama". Os bioeventos quer relacionados à diversificação de um grupo fóssil particular ou a uma redução, podem ser eventos do especiação ou aos eventos da extinção, ou podem representar unicamente uma a migração. Os registros do aparecimento e desaparecimento de uma taxa particular numa uma única localidade são insuficientes para definir um bioevento. (https://en.wikipedia.org/wiki/Bioevent)

Bioerma..........................................................................................................................................................................................................................................................................Bioherm

Bioherme / Bioherma / Bioherm / Bioherm （由海洋沉积生物体的构造） / Биогерм / Bioerma, Tumulo organico

Estrutura em montículo construída, in situ, pelo crescimento de esqueletos segregados por organismos fixos, isto é, organismos unidos ao solo sem caule ou pedúnculo. Os bioermas são, muitas vezes, visíveis nas linhas sísmicas, em particular, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência, quer isto dizer, quando o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressão marinha maior que a precedente) e inunda a planície costeira.

Ver: " Recife "
&
" Produção Orgânica (carbonatos) "
&
" Intervalo Transgressivo "

Figura 64 (Bioerma) - Um bioerma é uma rocha sedimentar calcária ou dolomítica, geralmente, compacta ou mal estratificada, formada num ambiente marinho pouco profundo. Um bioerma organiza-se pela actividade construtivas de corais coloniais e pela acumulação de outros organismos (algas calcárias, etc.) que lhes estão associados. Os bioermas são comuns em toda a Terra e nas formações geológicas de todos os períodos geológicos. Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe uma linha sísmica do offshore da Indonésia (perto das águas territoriais da Malásia), as estruturas montículares, coloridas em azul, visíveis no topo da bacia interna ao arco, são, provavelmente, bioermas. Tendo em conta o contexto geológico, global, desta área, a qual está localizada dentro da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, nas linhas sísmicas podem reconhecer-se, de baixo para cima, três tipos de bacias sedimentares da classificação de Bally e Snelson (1980): (i) Soco, constituído por uma antiga cadeia de montanhas, mais ou menos aplanada, do Paleozóico ; (ii) Bacia Interna ao Arco, na qual se distinguem os demigrabens da fase de riftização (caracterizada por uma subsidência diferencial) e os sedimentos cratónicos da fase de abatimento térmico (que alguns geocientistas portugueses chamam, igualmente, fase de carga) e (iii) Margem Divergente do tipo não Atlântico, isto é, uma margem divergente formada num contexto, globalmente, compressivo em consequência da ruptura da litosfera, atrás do arco vulcânico, e à subsequente abertura de um mar marginal, ou seja, a parte sul do Mar de China (em oceanografia, um mar marginal é um mar, parcialmente, fechado por ilhas, arquipélagos, ou penínsulas, adjacente ou, amplamente, aberto ao oceano e / ou delimitado por dorsais submarinas no fundo do mar). A fase de riftização da bacia interna ao arco reconhece-se, facilmente, pelo espessamento dos sedimentos contra as falhas normais, ao longo das quais a região interna ao arco vulcânico se alongou (obviamente por falhas normais, uma vez que as rochas só se podem alargar por falhas normais). Os sedimentos depositados durante esta fase estão, nesta tentativa de interpretação, coloridos em laranja. A fase de abatimento térmico ou de carga reconhece-se por uma configuração paralela dos reflectores, enquanto que a margem divergente (de tipo não Atlântico) se reconhece pela configuração progradante dos reflectores. Os bioermas desenvolveram-se na parte final da fase de abatimento térmico da bacia interna ao arco, durante um episódio transgressivo, no qual o aumento de acomodação (espaço disponível para os sedimentos) foi induzido por subida em aceleração do nível do mar relativo, ou seja, induzido por uma série de ingressões marinhas cada vez mais importantes. Esta ingressões marinhas deslocaram para o continente (Oeste), a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, a qual, nas linhas sísmicas, corresponde, grosseiramente, à linha da costa, o que criou espaço disponível pata os sedimentos, os quais se depositaram durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha. A taxa da subida do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), parece ter permitido o crescimento dos organismos carbonatados, o que quer dizer que, localmente, à vertical das construções, a lâmina de água se manteve, mais ou menos, constante e que elas representam intervalos de carbonato de recuperação (*), uma vez que elas têm uma configuração interna agradante. Todavia, nesta tentativa de interpretação, a anomalia carbonatada mais distal tem uma configuração interna progradante (intervalo carbonato de compensação (**)), a qual sugere, que provavelmente, ela se depositou, mais tarde que as outras, em associação com a desaceleração das subidas do nível do mar relativo. A montante da linha sísmica desta tentativa de interpretação, as anomalias sedimentares carbonatadas, estão fossilizadas pelas progradações do intervalo regressivo subjacente. Contudo, nesta área mais distal, elas foram fossilizadas pelos biséis de progradação dos sedimentos sobrejacentes da margem divergente (tipo não Atlântico). Estas anomalias são excelentes rochas-reservatório. Infelizmente, neste offshore elas estão saturadas, principalmente, por CO2 (cerca de 68%). Todavia, os recursos totais (CO2 + CH4) são da ordem de 150 Tcf.

(*) Carbonato com geometria, mais ou menos, paralela, que se encontra, principalmente, nos intervalos transgressivos quando a subida do nível do mar relativo é compensada pela acumulação de carbonato

(**) Carbonatado com geometria oblíqua (progradante) que se deposita quando a taxa de produção de carbonato excede a acomodação. Nestas condições, o material carbonatado é obrigado a depositar-se, a jusante do rebordo da plataforma, por progradações, mais ou menos, oblíquas.