Biopelito...........................................................................................................................................................................................................................................................................Biopelite

Biopelite / Biopelita / Biopelite (Schwarzer Schiefer) /  Biopelite （黑色页岩） / Биопелит (органический пелит) / Biopelite

Rocha argilosa (argilito compacto), finamente estratificado e rico em sulfetos, como, pirite ou material orgânico depositado sob condições anaeróbicas (em bacias, mais ou menos, isoladas). Sinónimo de argilito negro (argila negra para muitos geocientistas, embora o termo argila designe uma partícula sedimentar e não uma rocha) ou ampelitos (do latim ampelide) que outros geocientistas definem como o “xisto betuminoso” afasta os vermes das vinhas.

Ver: " Shale "
&
" Ingressão Marinha "
&
" Xisto Betuminoso "

Figura 65 (Biopelito) - Segundo certos dicionários um biopelito (*) é um argilito finamente laminado, que alguns geocientistas portugueses preferem chamar shale (argilito físsil, não metamórfico), escuro, carbonoso, excepcionalmente rico em matéria orgânica (5% ou mais de teor em carbono) e sulfetos (especialmente sulfureto de ferro, em geral, pirite), assim como com uma concentração invulgar de determinados oligoelementos (como, U, V, Cu, Ni). Em geral, como ilustrado nesta figura, os biopelitos contém fósseis (principalmente formas planctónicas), os quais são, normalmente, preservados por um filme de grafite ou carbono ou por pirite de substituição. O processo de formação de um biopelito é, principalmente, a compactação (os sedimentos são comprimidos por acção dos sedimentos sobrejacentes, os espaços entre os grãos, ou seja, a porosidade é reduzida ao mesmo tempo que uma grande parte da água é expulsada). Com efeito, uma vez que os grãos de areia se depositaram, as partículas finas e menos densas que compõem os argilitos ficam, durante muito tempo, em suspensão na água. Isto quer dizer, que os argilitos se depositam em escoamentos de água muito lentos, com pouca capacidade de transporte. Com frequência, eles encontram-se em depósitos lagunares, deltas fluviais, planícies de inundação e em determinados depósitos de praia. Os argilitos podem também depositar-se na plataforma continental (em águas, relativamente, profundas e calmas), assim como nas partes profunda da bacia sedimentar. Dentro de um ciclo sequência, estas condições são frequentes durante o intervalo transgressivo (IT), uma vez que as ingressões marinhas são em aceleração (subidas do nível do mar relativo ou paraciclos eustáticos sem descidas do nível do mar relativo entre eles) deslocam, sucessivamente, a linha da costa para o continente. Todavia, durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorrem entre os paraciclos eustáticos, depositam intervalos regressivos (regressões sedimentares) cada vez mais pequenas. As ingressões marinhas aumentam, de maneira significativa, a extensão da plataforma continental e criam condições geológicas de bacia subalimenta (fraco teor de deposição), nas partes distais, onde biopelitos, finamente laminados e ricos em matéria orgânica se depositam. Os biopelitos, assim depositados, têm, naturalmente, uma cor escura, visto que o carbono da matéria orgânica não é oxidado, uma vez que o ambiente sedimentar é, relativamente, anóxico (pobre em oxigénio). Quando uma corrente marinha ascendente (fria e rica em oxigénio e nutrientes) é presente, na parte distal da plataforma continental (em geral durante o intervalo transgressivo dos ciclos sequência) desenvolve-se uma importante fauna e flora produtoras de matéria orgânica. Devido a uma forte actividade biológica, que consome mais oxigénio do que o que é formado como resíduo da fotossíntese, perto do fundo do mar, desenvolve-se uma zona depletada em oxigénio, que permite a preservação da matéria orgânica. A formação e preservação da matéria orgânica são condições características sina qua non dos ambientes sedimentares onde se podem depositar rochas-mãe potenciais, isto é, rochas que podem gerar hidrocarbonetos. Entre os biopelitos geradores de hidrocarbonetos podem citar-se, a título de exemplo : (i) Os argilitos negros do Kimmeridgiano, cujo teor em carbono orgânico pode atingir 8%, nos quais dinoflagelados, esporos, pólens e tasmanáceas (algas tasmanites da classe Prasinophyceae) são abundantes e cuja radioactividade é sobretudo devida ao urânio ; (ii) Os “xistos negros” do Cretácico Inferior da margem ocidental africana de têm um cor castanho escuro com intercalações de calcário esparitico rico em foraminíferos, que contêm 2 a 10 % de carbono orgânico ; (iii) As “margas xistosas” do Pérmico superior do Mar do Norte, que na realidade são argilitos dolomíticos laminados, por vezes arenosas e ferruginosas ; (iv) Assim como, os argilitos radioactivos do Silúrico do Sara e da Líbia, para não falar dos argilitos orgânicos da formação Vaca Muerta (Argentina), do Maykop, etc., etc.

(*) Muitos geocientistas dividem as rochas sedimentares clásticas entre três grandes grupos: (i) Conglomerados ou Ruditos (Psefitos) ; (ii) Arenitos ou Grés (Psamitos) e (iii) Pelitos (Lutitos). Os conglomerados (psefitos) são constituídos de fragmentos de diferentes rochas comum tamanho, na escala de de Wentworth é superior a 2 mm de diâmetro. Os arenitos (psamitos) são as rocha cujos constituintes tenham um tamanho entre 2 e 0,062 mm de diâmetro (segundo a escala de Wentworth). Os pelitos (lutitos), que certos geocientistas portugueses chamam rochas de vasa, englobam todas as rochas constituídas por sedimentos de dimensões inferiores a 0,062 mm de diâmetro. Dentro dos pelitos (lutitos), podem diferenciar-se os siltitos, nos quais o tamanhos dos grãos variam entre 0,062 e 0,004 mm de diâmetro e os argilitos, cujas partículas têm diâmetro menor que 0,004 mm. Os siltitos têm composição muito heterogénea, com a predominância de quartzo sobre finos resíduos de rocha, argilas e outros minerais de natureza variável. Os argilitos podem conter alta porcentagem de argilas de origem diversa. Na classificação de Petttijohn, os termos de raiz grega (Psefito, Psamito e Pelito) são aplicados sobretudo às rochas anquimetamórficas e metamórficas, enquanto que os termos de raíz latina (Rudito, Grés, Lutito) são, principalmente utilizados para as rocha não metamórficas.

Biostratigrafia.....................................................................................................................................................................................................................Biostratigraphy

Biostratigraphie / Bioestratigrafía / Biostratigraphie / 生物地层学 / Биостратиграфия / Biostratigrafia

Ciência da datação das rochas utilizando os fósseis que elas contêm. A finalidade da biostratigrafia é a correlação, quer isto dizer, a corroboração que um horizonte de uma determinada secção geológica se depositou ao mesmo tempo que outro horizonte da mesma secção. Os sedimentos da mesma idade podem ter litologias, completamente, diferentes devido às variações laterais do ambiente sedimentar. Se duas secções estratigráficas, formadas por rochas argilosas, margas e calcários tiverem os mesmos fósseis, os dois intervalos sedimentares são considerados síncronos, o que quer dizer, que muito provavelmente, eles se depositaram ao mesmo tempo, mas em ambientes diferentes.

Ver: " Estratigrafia "
&
" Fossil Característico "
&
" Ambiente Sedimentar "

Figura 66 (Biostratigrafia) - A biostratratigrafia é uma subdisciplina da estratigrafia na qual a evolução dos organismos vivos pode ser considerada um marcador de tempo irreversível. É por isso que os fósseis são utilizados nas camadas geológicas para definir unidades de tempo (biozonas) tão curtas quanto possível. A biostratigrafia contrasta com a biocronologia que tenta correlacionar, em tempo, os eventos biológicos a partir dos fósseis (restos ou vestígios de animais ou plantas que existiram em épocas geológicas passadas e que ficaram conservado ou impresso nas rochas) e que corresponde a uma organização do tempo geológico de acordo com o processo irreversível da continua evolução orgânica. A Biostratigrafia é iterativa, uma vez que ela se baseia na observação de sucessões de fósseis sobrepostas sem significação cronológico próprio. Uma biostratigrafia invertida ou com muitos hiatos por sem deposição é, perfeitamente, útil desde que seja consistente. Na realidade, é o arranjo e a correlação temporal das biostratigrafias que constituem o papel, muitas a vezes, desvalorizado da biocronologia. Lembremos (https://en.wikipedia.org/wiki/Biochronology) que a biocronologia é a correlação em tempo dos eventos biológicos a partir de fósseis a partir do uso de conjuntos de fósseis que não estão ligados a secções estratigráficas (em contraste com a biostratigrafia, onde estão). Colecções de idades de mamíferos terrestres foram definidas para todos os continentes, excepto a Antártica, e a maioria está correlacionada entre si, indiretamente, através de linhagens evolucionárias conhecidas. Uma combinação de datação de árgon-árgon e estratigrafia magnética permite uma comparação temporal directa de eventos terrestres com mudanças climáticas e extinções em massa. Embora os dinossauros (grupo de diversos animais membros do clado Dinosauria, originados de um único ancestral comum) sejam, talvez, as formas fósseis mais bem conhecidas, as trilobites (classe extinta de artrópodes primitivos), que existiram à cerca de 300 Ma, encontram-se em todos os continentes. As trilobites, que são caracterizadas por terem uma carapaça dura que protege o corpo, formado por vários segmentos e com pés articulados, são, provavelmente, os fósseis favoritos dos paleontologistas. Na biostratigrafia, como ilustrado nesta figura, as trilobites (classe composta de dez ordens, cerca de 150 famílias, mais ou menos, 5000 géneros e com mais de 20 000 espécies descritas) são dos fósseis mais utilizados para determinar a ordem e idade relativa dos estratos da Era Paleozóica (era do éon Fanerozóico compreendida, aproximadamente, entre 542 Ma e 245 Ma). As trilobites cobriram quase toda a Era Paleozóica, com formas muito variadas nos registos estratigráficos e ocuparam, praticamente, todos os continentes (todos os anos novas espécies de trilobites são descobertas pelos paleontologistas). Certas espécies ocupavam áreas distintas e dentro de limites estratigráficos muito restritos, o que faz delas fósseis característicos ou guias, isto é, aqueles que servem para caracterizar uma determinada época da história geológica. Para além das trilobites, outros grupos fósseis são utilizados na biostratigrafia do Paleozóico: (i) Graptolites, que são colónias de invertebrados marinhos com esqueleto distinto ; (ii) Foraminíferos, que são minúsculos eucariotas unicelulares protegidos por uma concha ; (iii) Conodontes, que são elementos das partes duras da boca de vertebrados primitivos marinhos ; (iv) Arqueociatos que foram um filo de organismos extintos, solitários ou coloniais, com esqueleto interno de natureza calcária, cujos fósseis são encontrados, sobretudo, em fácies carbonatadas do Câmbrico Inicial e cuja existência se prolongou apenas até ao Câmbrico Médio), etc. A biozona é a unidade biostratigráfica fundamental. Ela é definida pelo conteúdo biológico dos sedimentos. As biozonas são caracterizadas pela aparição e desaparição dos taxa (plural de táxon). Assim, é possível distinguir: (i) Biozonas de associação ou cenozonas ; (ii) Biozonas de distribuição ou de existência (acrozonas), que podem ser de distribuição total, concomitante, consecutiva (zona de linhagem) e de tipo Oppel (*) ; (iii) Biozonas de abundância ou de apogeu e (iv) Biozonas de intervalo. Uma biozona de associação é conjunto de camadas em que o seu conteúdo fossilífero ou certo tipo de fósseis, na sua totalidade, constitui um conjunto bem diferenciado das camadas adjacentes. Uma biozona de distribuição é o conjunto de camadas que representa a extensão total de determinado fóssil. Uma biozona de abundância é o conjunto de camadas caracterizado pela abundância máxima de determinado táxon. Uma biozona de intervalo é o conjunto de camadas situado no intervalo de taxa diferentes.

(*) O nome de biozona de intervalo de tipo Oppel, denominada assim em homenagem ao geocientista alemão Albert Oppel (1831-1865), é uma biozona em que os taxa (ou dos táxons em aportuguesado) são seleccionados de modo a constituírem um bom critério geocronológico. O limite de desta zona coincide com o da seguinte, de maneira a existir uma divisão de tempo geológico.

Biotema.................................................................................................................................................................................................................................................................................Biotem

Biotema / Biotema / Biotem / Biotema （生物地层单位） / Биотема / Biotema (unità biostratigrafiche) /

Unidade prática com definição e grau de refinamento dependente, unicamente, da qualidade e disponibilidade dos controlos biostratigráficos. Os biotemas representam hierarquias estratigráficas conceptuais. Numa hierarquia decrescente, em geral, consideram-se três tipos de biotemas: (a) Sintemas ; (b) Mesotemas e (c) Ciclotemas. Idealmente, cada biotema e, em particular, os mesotemas e ciclotemas são interpretados como tendo sido depositados em relação, e provavelmente, equivalentes, a um ciclo de transgressões-regressões sedimentares (deslocamento global dos depósitos costeiros para o continente e depois para o mar).

Ver: " Mesotema "

Biótipo....................................................................................................................................................................................................................................................................................Biotype

Biotype / Biotype / Biotipo / Biotyp / 生物型 / Биотип / Biotipo /

Espaço onde vive uma biocenose (conjunto de seres vivos, animais ou plantas que coexistem num determinado espaço). O biótipo e a biocenose associada estão em constante interacção. Ambos constituem um ecossistema, o qual pode ser definido como o conjunto formado por uma associação ou comunidade de seres vivos (biocenose) e o seu ambiente geológico, edáfico (relativo aos solos que é habitat natural dos vegetais), hidrológico, climático, etc.

Ver: " Biostratigrafia "

Biozona...................................................................................................................................................................................................................................................................................Biozone

Biozon / Biozona / Biozone / 生物带 / Биозона / Biozona

Divisão elementar da biostratigrafia baseada no aparecimento ou desaparecimento (extinção) de uma determinada espécie. Teoricamente, as biozonas são síncronas. Elas representam, lateralmente, o mesmo intervalo de tempo. Na prática, a noção de sincronismo é difícil de aplicar. Uma espécie pode precisar de milhares de anos (mesmo milhões) para se espalhar por toda a superfície do globo. A sua ocorrência nos registos estratigráficos não se fará ao mesmo tempo nos diferentes pontos do planeta. A isocronia das biozonas é aceite para as formações geológicas antigas, mas para as formações recentes a noção de sincronismo é controversa.

Ver: " Formação (geológica) "
&
" Zona de Abundância "
&
" Biostratigrafia "

Figura 67 (Biozona) - Os fósseis são restos ou vestígios de animais ou plantas que existiram em épocas geológicas passadas e que ficaram conservados por fossilização (processo pelo qual a matéria orgânica constituinte dos seres vivos é substituída por substância minerais) ou impresso nas rochas (em geral nos planos de estratificação que correspondem a hiatos de sem deposição, mais ou menos, importantes). Os fósseis, em geral, são utilizados para definir unidades de tempo (biozonas) tão curtas quanto possível, para se correlacionarem com intervalos litológicas, eventualmente, heterogéneos. Por outras palavras, as biozonas, também chamadas zonas biostratigráficas ou unidades biostratigráficas, são intervalos estratigráficos (conjunto de camadas ou de grupos de camadas) definidos na base dos seus fósseis característicos (*). Função do grupo de fósseis tomados em linha de conta, no mesmo intervalo sedimentar, podem pôr-se em evidência diferentes biozonas, as quais, muitas vezes, se sobrepõem: (i) Biozonas de associação (ou cenozonas) definidas pela associação concomitante de fósseis de vários taxa que formam uma associação de tal modo que as diferencia das camadas adjacentes (a distribuição de um taxón pode ser maior do que o biozona) ; (ii) Biozonas de distribuição, de extensão ou de existência (acrozonas), como, neste exemplo, as camadas (1), que são definidas pela aparição e extinção de uma espécie ; (iii) Biozonas de Sobreposição ou de Extensão Coincidente, como as camadas (2), que comportam várias espécies e (iv) Biozona de Intervalo, como as camadas (3, 4 e 5), que são delimitadas pelo aparecimento de uma espécie, até ao aparecimento da seguinte. Nas biozonas de distribuição podem considerar-se vários tipos: a) Biozona de Distribuição Total ; b) Biozona de Distribuição Concomitante ou Biozona de Concomitância ou de Coexistência ; c) Biozona de Oppel, na qual os taxa (ou dos táxons em aportuguesado) são seleccionados de modo a constituírem um bom critério geocronológico e o seu limite coincide com o da biozona seguinte, de maneira a existir uma divisão de tempo geológico e d) Biozona de distribuição consecutiva ou biozona de linhagem ou filozona (constituída pelo conjunto de estratos contendo exemplares representativos de um segmento de linha ou direcção de evolução ou de desenvolvimento, limitado por mudanças das características). Se diferentes espécies pertencem ao mesmo género, fala-se de zona de intervalo “Filozona”. A Zona de Acme ou de Apogeu de uma espécie, corresponde às camadas, que contém mais representantes dessa espécie. Esta zona não se pode correlacionar sobre grandes distâncias, visto que a quantidade de representantes da espécie depende, principalmente, das condições ecológicas. Uma biozona não se deve confundir com uma ecozona ou domínio biogeográfico, que é uma área da superfície da Terra onde as plantas e os animais se desenvolveram de maneira, mais ou menos, isolada durante longos períodos de tempo e que estão separadas das outras plantas e animais por elementos geológicos como os oceanos, desertos ou montanhas. O tempo geológico representado por uma biozona é um biocron, que é utilizado na biocronologia. Pode dizer-se que a biostratigrafia é a segmentação do tempo em biozonas, isto é, em volumes de rochas que sublinham a extensão vertical e horizontal (geográfica) de dois ou vários taxa, os quais não ocupam, necessariamente, o mesmo espaço, assumindo que as biozonas são isócronas em todos os lugares e que por isso se podem fazer correlações entre diferentes áreas. Todavia, não se pode esquecer que: A) Deve haver fósseis preservados, o que não é o caso, por exemplo no Pré-Câmbrico, nas rochas metamórficas e sobretudo nas rochas ígneas ; B) Deve ser possível separa diferentes espécies, o que não é sempre fácil em particular quando há um deslizamento evolutiva contínua ; C) Os espaços ocupados pelas espécies são limitados pelo clima, barreiras naturais, etc. e D) Quando há migração de uma espécie de uma zona para outra, o tempo de extensão é reduzido no lugar onde ela ela migra / local de origem. Uma biozona não é uma unidade de tempo e alguns bio-horizontes são diacrónicos (http://www.juvenat.com/admin/ent/uploads/docs/1320354305.pdf). Lembremos que a biocronologia é a correlação em tempo dos eventos biológicos a partir de fósseis a partir do uso de conjuntos de fósseis que não estão ligados a secções estratigráficas (em contraste com a biostratigrafia, onde estão). Colecções de idades de mamíferos terrestres foram definidas para todos os continentes, excepto a Antártica, e a maioria está correlacionada entre si, indiretamente, através de linhagens evolucionárias conhecidas. Uma combinação de datação de árgon-árgon e estratigrafia magnética permite uma comparação temporal directa de eventos terrestres com mudanças climáticas e extinções em massa. (https://en.wikipedia.org/wiki/Biochronology)

(*) Os fósseis característicos são restos ou vestígios de seres vivos, contemporâneos da génese das rochas em que eles aparecem, cujas populações tiveram um curto período de vida e uma grande área de dispersão. Os fósseis característicos são, também, designados por fósseis guia ou fósseis índice, têm grande interesse cronostratigráfico, sendo fundamentais para o estudo da estratigrafia por datarem a idade relativa das camadas onde ocorrem.

Biozona de Conjunto................................................................................................................................Biozone Association (cenozone)

Biozone d’association / Biozonas de conjunto (cenozone) / Biozone Association (oder cenozone) / 生物带协会（或cenozone） / Biozone ассоциация (или cenozone) / Biozona di associazione (o cenozona) /

Biozona definida pela associação concomitante de fósseis de vários taxa que formam uma associação de tal modo que as diferencia das camadas adjacentes (a distribuição de um taxón pode ser maior do que o biozona. Sinónimo de Cenozonas.

Ver: " Biozona "

Biozona de Extensão.................................................................................................................................................................Biozone of Extension

Biozone d’extension / Biozona de extensión / Biozone Erweiterung / 生物带扩展 / Расширение Biozone / Zona di distribuzione totale o zona di distribuzione di un taxon /

Biozona definida pela aparição e extinção de uma espécie, dentro da qual se podem diferenciar: a) A zona de extensão de um taxón ; b) A zona concomitante ou zona de concomitância ou de coexistência ; c) A zona de Oppel e d) A zona de linhagem ou filozona (constituída pelo conjunto de estratos contendo exemplares representativos de um segmento de linha ou direcção de evolução ou de desenvolvimento, limitado por mudanças das características).

Ver: " Biozona "

Biozona de Intervalo......................................................................................................................................................................Biozone of Interval

Biozone of interval / Biozone d’interval / Biozona de intervalo/ Biozone des Intervalls / 间隔BIOZONE / Biozone интервала / Biozona di intervallo) /

Caracteriza-se pela ausência de alguns ou todos os taxa que a definem. Ou seja, define-se o intervalo no qual já desapareceu um taxon ou ainda não apareceu outro ou há presença de um outro taxon, mas já desapareceu ou não apareceu nenhum outro distinto.

Ver: " Biozona "

Biozona de Sobreposição......................................................................................................................................Biozone of abondance

Biozone d’abondance / Biozone de apogeo / Biozone Association (oder cenozone) / 生物区 / Biozone из Абонданс / Biozona di distribuzione concomitante /

Biozona que comportam várias espécies. Sinónimo de Biozona de Extensão Coincidente.

Ver: " Biozona "

Bisel de Agradação......................................................................................................................................................................................................................................Onlap

Biseau d'aggradation / Bisel de agradación / Onlap, Bevel Verlandung / 上超 / Подошвенное налегание / Onlap, Bisello d’aggradazione

Relação geométrica entre estratos (ou reflectores sísmicos) inicialmente horizontais que terminam contra uma superfície inclinada. Relação geométrica entre estratos, inicialmente, inclinados que terminam contra uma superfície, inicialmente, mais inclinada. Diferentes tipos de biséis de agradação podem ser considerados: (i) Bisel de Agradação Costeiro, ou seja, o bisel de agradação de um depósito costeiro ; (ii) Bisel de Agradação Distante, o bisel de agradação na direcção oposta à dos aportes terrígenos ; (iii) Bisel de Agradação Próximo, o bisel de agradação na direcção da proveniência do acarreio sedimentar e (iv) Bisel de Agradação Marinha, ou seja, o bisel de agradação de um depósito marinho.

Ver: " Bisel de Progradação "
&
“ Relação Geométrica (reflector, estrato) ”
&
“ Agradação ”

Figura 68 (Bisel de Agradação) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, é fácil de ver, que os sedimentos da bacia cratónica (conhecida também, neste caso particular, como bacia geográfica do Mar do Norte) repousam sobre os sedimentos de uma bacia de tipo rifte por biséis de agradação (biséis de agradação marinha). Sob o ponto de vista geológico, a infraestrutura do Mar do Norte (offshore) é constituída pelo empilhamento de três bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). De baixo para cima, os geocientistas reconhecem: (i) Uma Cintura Dobrada (ou cadeia de montanhas aplanada) de idade Paleozóico (não visível na linha sísmica do autotraço desta tentativa de interpretação), que pode ser considerada como um soco petrolífero (ausência de rochas-mãe e de rochas-reservatório) ; (ii) Várias Bacias de Tipo Rifte de idade Mesozóico e (iii) Uma Bacia Cratónica de idade Cenozóico. Os sedimentos basais das bacias de tipo rifte são não marinhos, mas os sedimentos superiores sugerem ingressões marinhas (ou uma sedimentação lacustre), o que quer quer dizer, que eles se depositaram, muito provavelmente, durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada uma subida do nível do mar relativo em aceleração (paraciclo eustático) formando um conjunto de paraciclos sequência (regressões sedimentares). Nesta tentativa de interpretação, a discordância (superfície de erosão sublinhada pela linha ondulada em vermelho) entre os sedimentos das bacias de tipo rifte e os sedimentos cratónicos é muito bem visível devido aos biséis de agradação marinhos dos sedimentos da bacia cratónica. Esta discordância foi, localmente, reforçada pela tectónica (levantamento, provavelmente, devido a um encurtamento sedimentar). Localmente e sobretudo no topo do paleorelevo dois sedimentos da bacia de tipo rifte (paleoalto), ela pode ser considerada como uma discordância angular. Todavia, mesmo quando reforçada pela tectónica, uma superfície de erosão é, principalmente, induzida pela eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e não pela tectónica. Com efeito, para haver erosão (degradação produzida na superfície terrestre por agentes destrutivos ou agentes erosivos, como, rios, torrentes, mares, ventos, glaciares, etc.), os sedimentos têm que ser expostos a esses agentes. Para isso, uma descida significativa do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica) é indispensável. O simples levantamento das rochas, quer por um regime tectónico compressivo (encurtamento dos sedimentos, como numa estrutura anticlinal), quer por um regime tectónico extensivo (alongamento dos sedimentos, como o criado na cobertura de uma estrutura salífera de tipo domo de sal ou carapaça de tartaruga (*)) não é suficiente. Os sedimentos têm que ser expostos ao ar livre para serem erodidos. Nesta tentativa de interpretação, a invasão e a agradação continental (**) dos intervalos sobrejacentes à discordância que podem ser, facilmente, calculadas em tempo e profundidade (se a velocidade com que as ondas sísmicas atravessam os sedimentos cratónicos for conhecida) sublinham a morfologia da discordância que, como dito acima, foi, localmente reforçada pela tectónica (provavelmente no seguimento de um arranjamento das placas litosféricas). De facto, como ilustrado no autotraço, os sedimentos subjacentes à discordância (sedimentos da bacia de tipo rifte) estão, nitidamente, truncados, debaixo do topo do paleoalto, enquanto que na extremidade Oeste do autotraço, eles são, perfeitamente, concordantes com os sedimentos sobrejacentes. Por outras palavras, a interface entre os sedimentos cratónicos e os sedimentos da bacia de tipo rifte, no topo do paleoalto, corresponde discordância reforçada pela tectónica (descontinuidade discordante reforçada de certos geocientistas), enquanto que na extremidade Oeste do autotraço, ela corresponde a uma descontinuidade paraconforme ou paraconformidade, uma vez que não há nenhuma diferença de atitude entre os estratos sobrejacente e subjacentes à discordância, mas unicamente um hiato de sem deposição entre eles.

(*) Antiforma sedimentar, entre dois diápiros de sal, com uma base, mais ou menos, plana, que pode, ou não, ter um núcleo formado por uma almofada de sal. Uma tal estrutura forma-se por inversão estrutural da cobertura salífera à medida que o sal flui, lateral e verticalmente, para formar os diápiros de sal que a bordam. O escoamento do sal, por subsidência compensatória, cria à volta dos domos de sal uma sinforma, mais ou menos, circular, que muitos geocientistas chamam, de maneira errada, sinclinal marginal, uma vez que os sedimentos sobrejacentes são alongamento e não encurtados. Por outras palavras, durante a formação de uma carapaça de tartaruga, os pontos originalmente altos tornam-se baixos e os pontos originalmente baixos ficam os ponto altos.

(**) Distâncias horizontais e verticais entre biséis de agradação consecutivos

Bisel de Agradação Aparente ................................................................................................................................................Apparent Onlap

Biseau d'aggradation apparent / Bisel de agradación aparente / Scheinbare Onlap, Bevel Verlandung Schein / 表观上超 / Видимое подошвенное налегание / Onlap apparente, Bisello d’aggradazione apparente

Bisel de agradação observado, no campo ou numa linha sísmica, segundo uma direcção que não é, necessariamente, paralela à direcção e sentido do acarreio sedimentar regional. Um verdadeiro bisel de agradação é aquele que é observado, paralelamente, ao declive de deposição. Quando dois biséis de agradação aparentes são observados em dois cortes geológicos ou duas linhas sísmicas ortogonais há, necessariamente, um bisel de agradação verdadeiro entre eles.

Ver: " Bisel de Agradação Verdadeiro "
&
" Bisel de Progradação "
&
" Agradação "

Figura 69 (Bisel de Agradação Aparente) - Esta figura ilustra uma tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), o qual corresponde à sobreposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), as quais. de baixo para cima, são: (i) Soco ou cadeia de montanhas dobradas (rochas supracrustais do Pré-Câmbrico) ; (ii) Bacias de tipo Rifte (Jurássico Terminal / Cretácico Inicial) e (iii) Margem divergente tipo Atlântico (Mesozóico / Cenozóico). Se o geocientista que fez a interpretação não sabe qual é a orientação e sentido do acarreio sedimentar regional, os biséis de agradação dos sedimentos das bacias de tipo-rifte e da margem divergente, devem, numa primeira fase da interpretação, ser considerados, como aparentes. Por vezes, as linhas sísmicas perpendiculares (paralelas à direcção do transporte terrígeno) mostram que aquilo que parece um bisel de agradação real ou verdadeiro, é, na realidade, numa linha transversal (orientada perpendicularmente ao transporte terrígeno), um bisel de progradação aparente. Neste caso particular e embora, regionalmente, o fundo do mar seja mais profundo a Oeste que a Este (zona de passagem e erosão dos icebergues), o que não é evidente neste autotraço, o acarreio terrígeno preponderante vem de Oeste (continente). Isto é verdade, quer durante o preenchimento das bacias de tipo-rifte, quer durante a margem divergente (tipo-Atlântico). Na bacia de tipo-rifte do centro desta tentativa de interpretação, podem reconhecer-se biséis de agradação proximais (orientados para Oeste), que fossilizam o plano da falha(*) que borda a bacia e biséis de agradação distais (orientados para Este) que fossilizam o soco. Os biséis de agradação que fossilizam o plano de falha definem uma superfície sísmica que corresponde a uma “descontinuidade mecânica (**)”. Na outra bacia de tipo-rifte, assim como na base da margem divergente, unicamente, os biséis de agradação proximais são visíveis (orientados para o continente). A configuração interna dos reflectores da bacia de tipo-rifte principal sugere a presença de sedimentos argilosos ricos em matéria orgânica. Teoricamente, uma configuração interna, mais ou menos, paralela sugere não só uma lâmina de água, significativa (formação de um lago, mais ou menos, profundo), onde a fauna e flora se podem desenvolver, mas também um preenchimento por decantação das partículas sedimentares argilosas e da matéria orgânica morta, à medida que coluna de água diminui progressivamente. Isto quer dizer, que durante o preenchimento, a taxa da acomodação era maior que a taxa de deposição ou, dito de outra maneira, que o alongamento do substrato (rochas supracrustais) não era compensado pelo acarreio sedimentar. Ao contrário, um preenchimento divergente, em direcção da falha de bordadura, sugere que a taxa de acomodação e a taxa de deposição se equilibravam. Um tal equilíbrio impede a formação de uma lâmina de água. Neste caso, a fácies do preenchimento é arenosa, principalmente, em direcção do plano de falha, onde a subsidência é mais importante. A agradação e invasão continental dos biséis de agradação sublinham ingressões marinhas, ou seja, subidas do nível do mar relativo. A cada incremento do nível relativo do mar (paraciclo eustático), a linha da costa, desloca-se para o continente (ingressão). Em seguida durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático, à medida que os sedimentos provenientes do continente se depositam, a linha da costa prograda para o mar (em geral, sem agradação). Se não há uma descida do nível do mar relativo entre os paraciclos eustáticos, dois casos são possíveis: (i) As ingressões marinhas são cada vez mais importantes ou (ii) As ingressões marinhas são cada vez mais pequenas. Se a taxa de acarreio terrígeno for constante, no primeiro caso há retrogradação (taxa da acomodação > taxa de deposição), enquanto que no segundo há progradação ( (taxa da acomodação < taxa de deposição).

(*) Nas linhas sísmicas os planos de falhas são, raramente, sublinhados por reflectores sísmicos. Há alguma excepções a esta conjectura: (i) Quando a zona de falha está preenchida quer por sal, rochas argilosas ou por vulcanismo ; (ii) Quando a zona de falha coincide com uma interface soco /sedimentos ; (iii) Quando a zona de falha é pouco inclinada.

(**) Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) 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) Não Conformes ou Não Conformidades, quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As 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 Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Bisel de Agradação Costeiro.............................................................................................................................................................Coastal Onlap

Biseau d'aggradation côtierde / Bisel de agradación costero / Coastal Onlap, Bevel Coastal Verlandung / 海岸上超 / Береговое подошвенное налегание / Bisello d’aggradazione costiero, Onlap costiero /

Bisel de agradação de uma unidade estratigráfica (ou sísmica) costeira que, progressivamente, invade o continente. Este tipo de bisel de agradação é, largamente, preponderante no grupo cortejos sedimentares de nível alto do mar (intervalo transgressivo IT e prisma de nível alto PNA), assim como no prisma de nível baixo (PNB) de um ciclo sequência.

Ver: " Bisel de Agradação "
&
" Ruptura (superfície de deposição) "
&
" Agradação "

Figura 70 (Bisel de Agradação Costeiro) - O offshore do Labrador (Canadá) corresponde à sobreposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmica regionais, reconhecem-se três grandes intervalos, que de baixo para cima, são: (i) Soco ou uma cadeia de montanhas dobradas (rochas supracrustais do Pré-Câmbrico) ; (ii) Bacias de tipo Rifte (Jurássico Terminal / Cretácico Inicial), que se desenvolveram durante o alargamento do pequeno supercontinente Laurasia e (iii) Margem divergente tipo Atlântico (Mesozóico / Cenozóico), que se formou desde que o pequeno supercontinente Laurasia se fracturou em diferentes continentes (*). Em termos estratigráficos, a margem divergente do Mesozóico / Cenozóico deste offshore corresponde ao ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia(**), que se depositou em associação como o segundo ciclo eustático de 1a ordem do Fanerozóico. Nesta tentativa de interpretação geológica de autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador, os biséis de agradação costeiros são evidentes. Eles são sublinhados pelas terminações dos reflectores contra o soco, à medida, que o nível do mar relativo sobe em aceleração ou em desaceleração. Dentro do ciclo sequência incompleto, limitado pelas duas discordâncias (***) sublinhas em vermelho (linhas onduladas) e no qual, unicamente, o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (conjunto do intervalo transgressivo, IT, e do prisma de nível alto, PNA) se depositou. De facto, nesta tentativa de interpretação, os biséis de agradação costeira (coloridos em verde) sublinham um intervalo transgressivo, o qual é, facilmente, reconhecido pela sua geometria retrogradante e pelo diacronismo do seu limite superior, o qual enfatiza o máximo das ingressões marinhas em aceleração. Este limite é fossilizado pela superfície da base das progradações do intervalo regressivo sobrejacente ou pelas progradações do prisma de nível alto (PNA). O intervalo transgressivo (IT) é constituído por uma sobreposição de intervalos regressivos (paraciclos sequência) cada vez menos progradantes. Na realidade, a cada acréscimo da subida do nível do mar relativo (em aceleração), a ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição, mais ou menos, a linha da costa, desloca-se para o continente criando ou aumentando a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) assim como a plataforma continental. Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático que é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que ocorre depois de cada ingressão marinha, os sedimentos provenientes do continente depositam-se deslocando a linha da costa para o mar (em geral, sem agradação) formando uma regressão sedimentar. Todavia, a progradação da linha da costa é inferior a qua ocorreu durante o paraciclo sequência precedente por deficiência de aporte terrígeno. É a deficiência relativa do acarreio sedimentar, criada pela sucessivas subidas em aceleração do nível do mar relativo, que é a responsável da geometria retrogradante dos intervalos transgressivos. Quando o nível do mar relativo sobe em aceleração, como, por exemplo, 3, 5, 10, 15, 20 metros, a invasão continental e a extensão da plataforma aumentam de tal maneira, que para um aporte terrígeno constante, ele torna-se insuficiente para que durante os períodos de estabilização do nível do mar relativo, a linha da costa prograde até à ponto que ela tinha antes da cada acréscimo da ingressão marinha, Quando o nível relativo do mar sobe em desaceleração (15, 10, 7, 4 m, por exemplo), ele induz paraciclos sequência, globalmente regressivos, visto que mesmo com um o aporte terrígeno constante, ele é suficiente para que a linha da costa, globalmente, se desloque para o mar progradação, o que diminui, pouco a pouco, a extensão da plataforma continental.

(*) Os geocientistas para descrever a a história geológica Terra, consideram supercontinentes (ou grandes supercontinentes), como, por exemplo, a Pangeia ou a Rodínia, que são formados de pequenos supercontinentes, como o Laurasia ou o Gondwana, que quando se fracturam individualizam diferentes continentes como o Báltica ou o Laurência.

(**) Certos geocientistas incluem as bacias de tipo rifte no ciclo de invasão continental pós-Pangeia, o que é, basicamente, errado, na medida em que elas se formam antes da ruptura do pequeno supercontinente Laurasia, o quer isto dizer, que elas são limitadas superiormente pela discordância de ruptura da litosfera e, assim, elas são anterior ao início do ciclo eustático pós-Pangeia.

(***) A diferença de idades destas discordância é inferior a 3-5 My e superior a 0,5 My, É por isso que o intervalo que elas definem é considerado um ciclo sequência, uma vez que ele foi induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (duração entre 0,5 e 3-5 My).

Bisel de Agradação Deformado....................................................................................................................................................Tilted Onlap

Biseau d'aggradation basculé / Bisel de agradación basculado / Tilted Onlap, Bevel Verlandung Rocked / 倾斜的上超 / Наклонное подошвенное налегание / Inclinato onlap, Bisello d’aggradazione inclinato

Terminação aparente de um estrato ou reflector sísmico que parece um bisel de progradação, mas que, na realidade, é um bisel de agradação deformado pela tectónica. Os biséis de agradação deformados ou inclinados são frequentes nas bacias sedimentares afectadas pela tectónica e nas bacias onde a halocinese (tectónica salífera) ou argilocinese (tectónica das rochas argilosas) são activas.

Ver: Bisel de Agradação "
&
" Bisel de Progradação "
&
"Bisel de Agradação Costeiro"

Figura 71 (Bisel de Agradação Deformado) - O offshore de Angola, onde foram tiradas as linhas sísmicas dos autotraços, tentativamente, interpretados, em termos geológicos, nesta figura, corresponde a sobreposição vertical de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). De baixo para cima reconhece-se: (i) Um soco que, por vezes, corresponde a uma cadeia de montanhas dobradas e aplanadas de idade Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte do Jurássico Tardio / Cretácico Inicial e (iii) Margem divergente de tipo Atlântico. As bacias de tipo rifte que se formaram durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana, que fazia parte do supercontinente Pangeia, são anteriores à discordância BUU (acrónimo de “Break-Up Unconformity” dos geocientistas de língua em inglês) que sublinha a ruptura da litosfera. A margem divergente sublinha o ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia, no qual alguns geocientistas incluem, erroneamente, as bacias de tipo rifte, o qual foi induzido pelo ciclo eustático de 1a ordem pós-Pangeia. Localmente, na base da margem, escoamentos de lava fossilizam a discordância BUU. Por outro lados, um nível evaporítico, relativamente espesso, permite subdividir os sedimentos da margem em infra e suprassalíferos, os quais, mesmo na ausência, local, de sal, devido a um escoamento total ou parcial (inferior a resolução sísmica), estão separados por uma desarmonia tectónica. Nestas tentativas de interpretação, os biséis de agradação inclinados ou deformados (sublinhados pelas flechas) são, facilmente, reconhecidos nos sedimentos suprassalíferos. O escoamento lateral e vertical do sal (em violeta, na tentativa de interpretação superior cima, e em vermelho, na inferior) cria, localmente, uma subsidência compensatória, a qual produz inversões tectónicas nos sedimentos sobrejacentes ao nível salífero. As relações geométricas e as terminações originais dos reflectores sísmicos associados aos sedimentos pós-salíferos são deformadas. Por vezes, as inversões tectónicas criam estruturas de geometria antiforma, como a ilustrado da tentativa de interpretação superior, que os geocientistas chamam carapaças de tartaruga (não têm nada a ver com os morros relíquias que os antigos egípcios chamavam carapaças ou costas de tartaruga). Certas áreas elevadas ou subhorizontais, no momento do depósito, transformam-se em áreas, estruturalmente, baixas devido a uma diminuição de espessura do nível salífero provocada por um escoamento lateral do sal. Todavia, o inverso também é possível. Uma área baixa, ao momento da deposição, pode ficar, relativamente, alta se a área alta adjacente se afundar devido a uma escoamento do sal subjacente. Assim, devido a uma subsidência compensatória, induzida por um escoamento total ou parcial do sal, um bisel de agradação (por definição, no momento de depósito) pode transformar-se num bisel de progradação aparente, como ilustrado nestas tentativas. Um deslocamento lateral ou vertical do sal provoca uma alongamento dos sedimentos sobrejacentes, os quais podem ser levantados (domos de sal) ou inclinados em direcção da área mais subsidente. As flechas indicam as áreas onde se podem reconhecer biséis de progradação aparentes que, como dito antes, são biséis de agradação que foram inclinados em direcção do continente (Este) devido ao escoamento do intervalo salífero em direcção da bacia. A base do horizonte salífero, que é, mais ou menos, descontínuo devido a formação suturas salíferas (*) (soldadura salífera de certos geocientistas), corresponde a uma desarmonia tectónica, que nestas tentativas de interpretação, ligeiramente, para Oeste. O significado das terminações dos estratos ou reflectores tem um valor geológico, quando elas conservam a geometria original de deposição. Um bisel de agradação ou de progradação, traduz a geometria dos reflectores no momento do depósito. Um bisel de agradação traduzem sempre uma agradação sedimentar induzida por uma ingressão marina ou seja uma subida relativa do nível do mar relativo (nível do mar referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que seja base dos sedimentos ou o fundo do mar). Um bisel de agradação deformado é um bisel de agradação que, foi, mais tarde, afectado pela tectónica, isto é, que foi encurtado ou alargado, e que pode, mesmo adquirir a uma geometria semelhante à de um bisel de progradação.

(*) Uma sutura salífera (“salt weld” dos geocientistas de língua inglesa) é uma superfície ou zona que põe em contacto estratos, originalmente, separados por um nível evaporítico autóctone ou alóctone. Uma sutura salífera corresponde a uma estrutura negativa resultante do escoamento ou expulsão (parcial ou total) do horizonte salífero. No campo ou nos testemunhos de sondagem, na maior parte dos casos, ela é reconhecida por um resíduo insolúvel, mais ou menos, brechificado, com pseudomorfos de halite, mas ele é demasiado fino pare ser visível nos dados sísmicos, nos quais ela é sublinhada por uma desarmonia tectónica. Uma das característica das suturas salíferas é a presença de inversões tectónicas nos horizontes sobrejacentes. Uma sutura salífera ao longo da qual há um movimento de deslizamento ou de cisalhamento é denominada cicatriz salífera.

Bisel de Agradação Distal..............................................................................................................................................................................Distal Onlap

Biseau d'aggradation côtière / Bisel de agradación distal / Distale Onlap, Distalen Bevel Verlandung / 远端上超 / Подошвенное налегание с удалением от берега / Onlap distale, Bisello d’aggradazione distale

Bisel de agradação no sentido do acarreio sedimentar. Quando, ligeiramente, inclinado para o mar, este tipo de bisel de agradação é, por vezes, interpretado, de maneira errada, como um bisel de progradação.

Ver: Bisel de Agradação "
&
" Bisel de Agradação Proximal "
&
" Agradação "

Figura 72 (Bisel de Agradação Distal) - Biséis de agradação distais são, facilmente, reconhecidos nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional da margem divergente do Atlântico Sul (Offshore Pelotas - Brasil). Neste offshore, o soco petrolífero é formado, principalmente, por derrames de lavas subaéreas (SDRs, acrónimo de “Seaward Dipping Reflectors”), que, localmente, fossilizam, provavelmente, terrenos do Pré-Câmbrico ou do Paleozóico, mas não do Cretácico, uma vez que nesta tentativa de interpretação nenhuma bacia de tipo rifte é visível. Estes escoamentos vulcânicos depositaram, imediatamente, depois da fracturação da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana, desde que as placas litosféricas da América do Sul e da África se individualizaram e começaram a afastar-se uma da outra (deriva continental e alastramento oceânico). Isto quer dizer, que as lavas subaéreas são posteriores às bacias de tipo rifte do Jurássico Terminal / Cretácico Inicial (não visíveis nesta tentativa), que se formaram a quando do alargamento (extensão) do pequeno supercontinente Gondwana, o qual fazia parte do supercontinente Pangeia. O mais provável, é que as fontes dos acarreios terrígenos, durante o desenvolvimento da margem divergente tenham sido os terrenos do soco e / ou os antigos derrames de lava (anteriores à ruptura da litosfera), que afloram no onshore. Os biséis de agradação distais são identificados, sem grande dificuldade, na parte inferior da margem ou seja, na fase transgressiva e agradante do ciclo de invasão continental pós-Pangeia (*), não obstante o artefacto ou engano sísmico introduzido pelo brusco aumento da profundidade da água (talude continental, relativamente, curto e muito inclinado). Com efeito, uma rápida variação da lâmina de água, como a que se observa neste offshore, produz, nas linhas sísmica em tempo, um aprofundamento aparente do fundo do mar e dos reflectores subjacentes (artefacto sísmico) uma vez que as ondas sísmicas se propagam mais lentamente na água do que nos sedimentos (330 m/s no ar ; 1450 m/s na água ; 2300-4000 m|/s nos sedimentos ; 5000 m/s no granito, etc.). Como as rochas sedimentares se compactam com enterramento, quanto mais profundas elas forem mais rápida será a velocidade das ondas que as atravessam. As mais altas velocidades são atingidas, no gesso e anidrite, à volta de 6000 m/s. Nas dolomites, elas variam entre 5000 e 5500 m/s, e cerca de 5000 ms nos calcários. Um geocientista, nunca pode esquecer que a grande maioria das linhas sísmica são perfis em tempo e não em profundidade. Qualquer variação lateral da velocidade das ondas sísmicas nos sedimentos (ou na interface sedimentos / água) produz deformações importantes nos reflectores, sem qualquer significado geológico. Numa versão em profundidade da linha sísmica utilizada para construir este autotraço, todos os reflectores sísmicos, a jusante do actual rebordo continental, encontram-se sob uma profundidade de água inferior a 2000 m, o que modifica, consideravelmente, a geometria da bacia em relação a versão em tempo. Provavelmente, muitos dos biséis de agradação distais que inclinam, nesta tentativa de interpretação, em direcção do mar profundo (para Este), inclinarão para o continente numa versão em profundidade. De facto, a grande maioria das interfaces sedimentares dos offshores das margens continentais (tipo Atlântico ou não) com um talude continental muito inclinado, que nas linhas sísmicas convencionais induzem biséis de progradação e biséis de agradação inclinando para o mar, na realidade eles inclinam, para o continente. Quando isto não é tomado em linha de conta, as consequências, em particular na pesquisa do petróleo, podem ser catastróficas. Muitos dos poços de pesquisa secos (sem hidrocarbonetos) perfurados nos offshores, em particular nos offshores profundos, podem ser explicados pelo comportamento estrutural errado deduzido, unicamente, a partir das linhas sísmicas em tempo. Os biséis de agradação proximais, que terminam no sentido contrário ao acarreio terrígeno, ou seja, orientados para o continente, são, também, bem visíveis nesta tentativa de interpretação. Na fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, que está por cima da fase transgressiva, os biséis de agradação proximais são mais bem visíveis que os biséis de agradação distais.

(*) Dentro do ciclo de invasão continental que forma uma margem continental divergente e que é induzido por um ciclo eustático de 1a ordem, cuja duração é superior a 50 My, distinguem-se duas fases tectonicosedimentares: (i) a Fase transgressiva, na base e (ii) A Fase Regressiva, na parte superior. A fase transgressiva, cuja geometria global é retrogradante, deposita-se durante a subida do nível do mar absoluto ou eustático, enquanto que a fase regressiva, cuja geometria é progradante, se deposita durante a descida do nível do mar absoluto (nível do mar global referenciada ao centro da Terra ou a um satélite.

Bisel de Agradação Marinho...........................................................................................................................................................Marine Onlap

Biseau d'aggradation marin / Bisel de agradación marina / Marine-Onlap, Bevel Verlandung Marin / 海岸上超 / Морское подошвенное налегание / Marine onlap, Bisello d’aggradazione marina

Bisel de agradação dos estratos marinhos ou reflectores sísmicos associados. Este tipo de bisel de agradação é preponderante nos cortejos sedimentares de nível baixo do mar (CNB), isto é, nos cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST), assim como no prisma de nível baixo (PNB) de um ciclo sequência.

Ver: " Bisel de Agradação "
&
" Agradação "
&
" Bisel de Agradação Costeiro "

Figura 73 (Bisel de Agradação Marinho) - O Offshore do Labrador (Canadá) corresponde à superposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo par cima são: (i) Uma cadeia de montanhas dobradas e aplanadas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte do Jurássico Terminal / Cretácico Inicial e (iii) Margem divergente tipo Atlântico de idade Mesozóico / Cenozóico. As bacias de tipo rifte desenvolveram-se durante o alongamento do continente Laurência(*), o que quer dizer que as bacias de tipo rifte são anteriores à ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia, a qual provocou um alastramento vulcânico subaéreo importante antes do alastramento oceânico. É por esta razão que muitos geocientistas não englobam as bacias de tipo rifte no ciclo de invasão continental pós-Pangeia que forma as margens divergentes do Mesozóico /Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, cuja orientação é, mais ou menos, paralela à direcção do acarreio sedimentar (linha longitudinal), os sistemas turbidíticos do primeiro intervalo sísmico acima da discordância (em azul) repousam, contra ela, por biséis de agradação marinhos. Esta discordância sublinha uma descida significativa do nível do mar relativo, induzida pela acção combinada da tectónica e do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), é caracterizada, principalmente, pelos biséis de agradação marinhos dos cones submarinos de bacia e do talude (?), que a fossilizam. As terminações dos reflectores subjacentes à discordância, aparentemente, parecem ser, mais ou menos, concordantes com a discordância. Um bisel de agradação marinho implica uma deposição em água profunda, enquanto que um bisel de agradação costeiro caracteriza um depósito feito sob uma profundidade de água pequena (praticamente zero). Como para os depósitos costeiros, também se pode falar de agradação e invasão marinha, em particular, nos sistemas turbidíticos profundos. Todavia, a maioria dos geocientistas guardam os termos de agradação e invasão, para exprimir as componentes verticais e horizontais dos biséis de agradação costeiros. É importante notar, que na linha sísmica (e no autotraço também), desta tentativa há reflectores perto do fundo do mar que não têm nenhum significado geológico (é por isso que eles não estão marcados nesta tentativa de interpretação). Eles correspondem ao artefacto ou engano sísmico induzido pela base da coluna de água do mar e, por isso, são chamados múltiplos do fundo do mar(*). São este múltiplos que escondem a evidência do levantamento isostático que esta área sofreu depois do degelo durante o Quaternário. Na realidade, os sedimentos e o soco, foram levantados cerca de 1500-2000m, em associação com o salto isostático. Nos anos 70, este levantamento foi proposto por B. Kubler (Universidade de Neuchâtel), independentemente da evidência sísmica. Bernard Kubler mostrou que a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais, deste offshore, estava madura não obstante a fraca profundidade a que elas se encontram, actualmente. A reflectância da vitrinite das rochas-mãe potenciais, sugeriu que elas tinham atingido um enterramento suficiente para que a sua matéria orgânica pudesse gerar hidrocarbonetos, antes de terem sido levantadas, para a posição actual, pela isostasia, que ocorreu depois da última glaciação. A hipótese de B. Kubler foi em seguida corroborada pelas tentativas de interpretação das linhas sísmicas e não o contrário. Com efeito, há cerca de 19 000 anos, quando começou a fusão da calota glaciária, que cobria a parte setentrional do hemisfério Norte, durante a última glaciação, não só o nível do mar absoluto ou eustático começou a subir, o que provocou uma importante ingressão marinha, mas também se iniciou um reequilíbrio isostático importante das regiões, previamente, afundadas. Note que para uma espessura de gelo de 2 km, semelhante à que existe hoje na Gronelândia, o terreno afunda-se cerca de 700 metros, uma vez que a densidade do gelo é, mais ou menos, um terço da densidade do manto terrestre.

(*) O continente Laurência e o continente Báltica formavam o pequeno supercontinente Laurasia, o qual com o pequeno supercontinente Gondwana formavam o supercontinente Pangeia.

(**) Uma reflexão múltipla é uma onda de chegada que foi várias vezes reflectida, em geral, um número impar de vezes, durante o seu trajecto no subsolo. Nos offshores, como é o caso no offshore do Labrador, a reflexão do fundo do mar aparece várias vezes com sinais alternados e deslocados cada vez de Δt (tempo duplo do trajecto na água): é a reverberação ou “ringing” que, por vezes, é obliterado pelo silenciamento de janelas de traços (“mute” em inglês). O silenciamento é a remoção da contribuição de traços sísmicos selecionados no empilhamento para minimizar ondas de ar, do fundo do mar e outro ruído de chegadas precoces. Efectivamente, os traços de baixa frequência e de longo deslocamento (long-offset) podem ser removidos por silenciamento.

Bisel de Agradação Máximo...........................................................................................................................................................................................POGO

Biseau d' aggradation maximum / Bisel de agradación máximo / POGO, Onlap maximale, Maximale Fase Verlandung / 上超最大 / Наибольшее подошвенное налегание / Onlap massima, Bisello d’aggradazione massima

Bisel de agradação que marca, dentro de um ciclo estratigráfico (em geral, num ciclo ou subciclo de invasão continental), a invasão e agradação máxima. POGO é o acrónimo de “Point Of Greatest Onlap”.

Ver: Bisel de Agradação "
&
" Agradação "
&
" Subida do Nível do Mar Relativo "

Figura 74 (Bisel de Agradação Máximo) - O offshore da Indonésia e em particular a área vizinha da ilha de Natuna (sudoeste de Bornéu), onde a linha sísmica do autotraço ilustrado nesta figura, foi tirada, corresponde, actualmente, a uma sobreposição de diferentes bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Na tentativa de interpretação geológica deste autotraço, por cima do soco que, localmente, pode corresponder a uma cadeia de montanhas dobradas aplanadas do pré-Terciário, de baixo para cima, foram consideradas as bacias seguintes: (i) Uma bacia interna ao arco formada por uma fase de riftização (geometria de demigraben) e uma fase de abatimento e (ii) Uma margem divergente do tipo não Atlântico. Durante a fase de riftização da bacia interna ao arco, a subsidência era diferencial, enquanto durante a fase de abatimento, a subsidência era térmica. Este offshore desenvolveu-se dentro da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, quer isto dizer, que ele se formou num contexto geológico no qual os regimes tectónicos compressivos eram e são, ainda hoje, predominantes. Na tentativa de interpretação, não é difícil de constatar, que os sedimentos, que preencheram o demigraben da fase de riftização e os sedimentos da fase de abatimento foram encurtados por um regime tectónico compressivo caracterizado por um elipsóide dos esforços com σ1 horizontal (*) e σ3 vertical e por isso foram levantados (σ1 horizontal → compressão ou encurtamento sedimentar → levantamento → descida do nível do mar relativo → erosão → discordância). Uma parte dos sedimentos que preenchem a bacia de tipo rifte, ilustrada nesta interpretação, a qual, inicialmente, tinha configuração interna, mais ou menos, paralela e sub-horizontal, foram deformados, principalmente, junto a falha que borda o hemigraben da fase de riftização. Esta deformação foi, principalmente, induzida por um regime tectónico compressivo (σ1 horizontal), o qual, localmente, parece ter sido reforçado por um alargamento sedimentar induzido pelo movimento ascendente de domos argilosos. Igualmente, a falha de bordadura do hemigraben que durante a fase de riftização era normal foi, mais tarde, reactivada em falha inversa. O ponto de agradação máxima dos sedimentos que se depositaram durante a fase de riftização, é sublinhado pelo bisel de agradação máxima (“POGO”, que em inglês é o acrónimo de “Point of greatest onlap”), o qual é, facilmente, reconhecido no topo da vertente SE do paleorelevo (monte enterrado) do soco (localizado, ligeiramente debaixo da discordância inferior, que separa a fase de riftização da fase de abatimento. Nesta bacia interna ao arco, como aliás em todas as bacias internas ao arco, mais tarde ou mais cedo, um regime tectónico compressivo reactiva as antigas falhas normais, desenvolvidas durante a fase de alargamento (formação das bacias de tipo rifte), fazendo-as rejogar como falhas inversas. Uma tal reactivação cria inversões tectónicas importantes. Quando a reactivação de uma falha normal antiga não é total, existe sempre um ponto, no plano de falha, que os geocientistas chamam ponto nulo, uma vez que ao seu nível, aparentemente, os blocos falhados parecem não ter sido deslocados um em relação ao outro. Como consequência da reactivação por encurtamento, acima do ponto nulo, a geometria das terminações dos reflectores dos blocos falhados, que caracterizam a descontinuidade mecânica (plano de falha), é a de uma falha inversa. Ao contrário, debaixo do ponto nulo, a geometria das terminações do reflectores dos blocos falhados, é a de uma falha normal. Isto quer dizer, que debaixo do ponto nulo, o deslocamento em falha inversa (movimento mais recente) não foi suficiente para compensar o deslocamento da falha normal inicial, enquanto que acima do ponto de nulo, o movimento em falha inversa é superior ao deslocamento durante a formação da falha normal. Neste tipo de bacias de tipo rifte (fase de riftização de uma bacia interna ao arco), um geocientistas “racionalista" não tem medo de correlacionar (unir) falhas com geometrias e rejeitos, aparentemente, diferentes, enquanto que um geocientista “ingénuo” (inductivista) nunca as correlaciona. De facto, pode dizer-se que para um geocientista racionalista, a “Teoria precede a Observação” (K. Popper, 1934), enquanto que par um inductivista, é a “Observação que precede a Teoria”.

(*) σ1 é o eixo maior do elipsóide dos esforços efectivos (σ1, σ2, σ3), que é o resultado da combinação da pressão geostática (σg), pressão hidrostática ou pressão dos poros (σp) e do vector tectónico (σt). São esforços efectivos que deformam os sedimentos. Quando σ1 é horizontal os sedimentos são encurtados, ao contrário, quando σ1 é vertical os sedimentos são alargados.

Bisel de Agradação não Marinho.....................................................................................................................Non-Marine Onlap

Biseau d'aggradation non-marin / Bisel de agradación no-marino / Non-marine onlap, Bevel Verlandung nicht Marino / 海洋上超 / Неморское подошвенное налегание / Non-marine onlap, Bisello d’aggradazione no-marina

Bisel de agradação observado nos ambientes sedimentares não marinhos, quer isto dizer, nos ambientes sedimentares localizados a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa). Muitos biséis de agradação não marinhos não sublinham (mesmo aproximadamente) o nível do mar uma vez que muitos deles não são controlados pelas variações do nível do mar relativo, visto que, o espaço disponível para os sedimentos não é criado pela eustasia, mas por mecanismos alocíclicos (internos ou que pertencem ao sistema de deposição propriamente dito).

Ver: " Bisel de Agradação "
&
" Agradação "
&
“ Ruptura (superfície de deposição costeira) ”

Figura 75 (Bisel de Agradação não Marinho) - O onshore du Sudão corresponde à sobreposição de dois tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são: (i) Bacias de tipo rifte desenvolvidas por uma subsidência diferencial em associação com o alongamento da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana (soco Pré-Câmbrico ou sedimentos do Paleozóico) e (ii) Uma bacia cratónica criada por uma subsidência térmica. As primeiras têm uma geometria de hemigraben, uma extensão, relativamente, pequena e uma configuração interna divergente (em direcção de bordadura do hemigraben) ou paralela. A bacia cratónica é, geralmente, muito extensa, de forma, mais ou menos, circular, relativamente, pouco espessa e, quase sempre, com uma configuração interna paralela. Uma discordância (superfície de erosão), por vezes, localmente, reforçada pela tectónica (discordância angular) separa estes dois tipos de bacias sedimentares. Para certos geocientistas, neste tipo de sobreposição sedimentar (bacias de tipo rifte subjacentes a uma bacia cratónica), a subsidência térmica, que caracteriza a bacia cratónica, corresponde a um reequilíbrio das isotérmicas, que se contraíram durante o alargamento da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana (contudo, ainda ninguém sabe se é o alargamento sedimentar que contraí as isotérmicas ou o contrário). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma autotraço de um detalhe de §uma linha sísmica deste onshore, reconhecem-se, perfeitamente, duas bacias de tipo rifte (hemigrabens), que foram são fossilizadas, isto é, cobertas por uma bacia cratónica, relativamente, pouco espessa, e cujos sedimentos inclinam, ligeiramente, para Oeste. As bacias de tipo rifte estão separadas da bacia cratónica por uma discordância, provavelmente, associada a uma reactivação das falhas normais da bordadura dos hemigrabens, que criou um pequeno encurtamento no fim da fase de alargamento e não uma eventual oceanização, uma vez que nesta área a litosfera não se rompeu. Normalmente, uma discordância é uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo. As bacias de tipo rifte desenvolvem-se em ambientes não marinhos, a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, onde as variações do nível do mar relativo têm pouca influência, sobretudo, na criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Os biséis de agradação dos sedimentos, que preenchem a bacia de tipo rifte que, provavelmente, são sedimentos lacustres com horizontes ricos em matéria orgânica estão associados a uma agradação não marinha. Estes biséis de agradação não marinhos foram, ligeiramente, inclinados para Este, devido ao movimento ao longo do plano de falha (subsidência diferencial contemporânea da sedimentação). Eles não devem ser interpretados como biséis de progradação originais mas sim como biséis de agradação deformados ou inclinados. Tendo em conta a configuração interna dos reflectores sísmicos, que preenchem os hemigrabens, cuja geometria, em determinados níveis é, mais ou menos, paralela, é muito provável, que os sedimentos, nesses níveis, se tenham depositado num ambiente lacustre, uma vez que uma tal configuração não só sugere uma profundidade de deposição, relativamente, importante mas também uma deposição lenta das partículas sedimentares argilosas e orgânicas através da lâmina de água. Nos poços de pesquisa petrolífera, perfurados neste onshore, foram encontrados vários níveis de argilas lacustres, ricas em matéria orgânica, que são consideradas como as rochas-mãe dos hidrocarbonetos encontrados e produzidos nos campos petrolíferos desta área. Um campo petrolífero gigante, Unity, está localizado no extremo esquerdo desta tentativa de interpretação. Empiricamente, pode dizer-se que quando a configuração interna de uma bacia de tipo rifte é, mais ou menos, paralela, há uma forte probabilidade que nela se depositaram rochas lacustre ricas em matéria orgânica, ou seja, que ela contém rochas-mães potenciais, Ao contrário, quando a configuração interna de uma bacia de tipo rifte é, mais ou menos, divergente, há poucas probabilidades que nela se tenham depositado rochas-mães potenciais lacustres. Efectivamente, utilizando as relações geométricas entre os reflectores que preenchem estes dois tipos de bacias de tipo rifte, numa reconstituição geológica, a presença de uma lâmina de água significativa (um lago por exemplo) é necessária nas bacia de tipo rifte com uma configuração interna paralela, enquanto que na outra bacia (configuração divergente) a lâmina de água é sempre próximo de zero.

Bisel de Agradação Proximal...................................................................................................................................................Proximal Onlap

Biseau d'aggradation próximal / Bisel de agradación proximal / Proximale Onlap, Bevel Verlandung Proximal / 近端上超 / Ближнее подошвенное налегание / Onlap prossimale, Bisello d’aggradazione prossimale

Bisel de agradação orientado no sentido oposto à direcção do acarreio sedimentar. Geralmente, os biséis de agradação proximais orientam-se para montante. Quando um geocientista fala de um bisel de agradação, ele está, quase sempre, a referir-se a um bisel de agradação proximal.

Ver: " Bisel de Agradação Distal "
&
" Invasão Continental "
&
" Agradação "

Figura 76 (Bisel de Agradação Proximal) - O onshore da Sumatra (Indonésia), onde a linha sísmica do autotraço, desta tentativa de interpretação geológica inferior, foi tirada, corresponde a uma bacia interna ao arco da classificação de das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), na qual, localmente, acima do soco, se podem pôr-se em evidência hemigrabens da fase de riftização, os quais são cobertos por sedimentos marinhos da fase de abatimento. Durante a fase de riftização, a subsidência era diferencial, provavelmente induzida pela alongamento do litosfera, enquanto durante a fase de abatimento, a subsidência era térmica. Obviamente, este onshore desenvolveu-se dentro da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, o que quer dizer, que ele se desenvolveu num contexto geológico no qual os regimes tectónicos compressivos eram e são, ainda hoje, predominantes. Na área desta tentativa de interpretação (onde nenhuma bacia de tipo rifte é presente), os sedimentos da fase de abatimento fossilizaram o soco (granito-gnaisse) por biséis de agradação, que neste caso são proximais, uma vez, que o acarreio sedimentar vem do continente (localizado a Este). Tendo em linha de conta a localização deste onshore, é evidente que os sedimentos se depositaram numa bacia interna ao arco e, que numa linha regional, um geocientistas deve tentar reconhecer os hemigrabens (bacias de tipo rifte), que se desenvolveram durante a fase de alargamento da litosfera (riftização), nos quais, a priori deve existe um subsistema petrolífero gerador conhecido (*). Como disse K. Popper (1934), a Teoria precede a Observação. Isto é, particularmente verdadeiro, na interpretação geológica das linhas sísmicas. Se o interpretador não sabe, a priori, quer isto dizer, partindo da causa para o efeito, o que é uma bacia interna ao arco, ele pode passar meses a olhar para as linhas sísmicas, mas nunca a reconhecerá, uma vez que ele não se vê com os olhos, mas com o cérebro (os olhos servem, unicamente, para levar as ondas luminosas para o cérebro, onde elas são tratadas e analisadas). Um geocientista, como qualquer outra pessoa, para reconhecer qualquer coisa é necessário conhece-la. Assim, na tentativa de interpretação do autotraço da linha de sísmica do onshore de Sumatra, três intervalos sedimentares são considerados na fase de abatimento. Os inferiores que têm uma configuração interna, mais ou menos, paralela, nos quais os biséis de agradação proximais são óbvios. Eles pertencem, provavelmente. a dois intervalos sedimentares transgressivos, depositados em associação com ingressões marinhas induzidas por subidas do nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que pode ser o topo da crusta continental (base dos sedimentos) ou o fundo do mar. Isto significa que o nível do mar relativo é a combinação do nível do mar absoluto (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é en extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão). O intervalo superior é regressivo e depositou-se, provavelmente, durante um subciclo de invasão continental, quando o nível eustático ou absoluto descia. Nas linhas sísmicas regionais os reflectores do intervalo superior devem corresponder a progradações, pouco inclinadas, que corroboram a conjectura de que a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangéia, se depositou durante uma descida eustática. Na tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Oeste da Índia (margem divergente de tipo Atlântico), ilustrada no canto superior esquerdo desta figura, biséis de agradação proximais são evidentes dentro do intervalo amarelo. Este biséis fossilizam a discordância azul superior que, de acordo com os padrões da estratigrafia, foi induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, ou seja, que exumou a plataforma continental (se a bacia tinha uma plataforma) e a parte superior do talude continental e com a qual estão associados sistemas turbidíticos profundos, que iniciam um novo ciclo sequência.

(*) Na classificação dos sistema petrolíferos de L. B. Magoon e de W. G. Dow, 1994, que descrevem a relação genética entre a rocha-mãe de uma área e as acumulações de petróleo e gás associadas, três grandes famílias são consideradas função do nível de incerteza: (i) Sistemas Petrolíferos Conhecidos (.), quando existe uma boa correlação geoquímica entre a rocha mãe e as acumulações de petróleo ou gás ; (i) Sistemas Petrolífero Hipotéticos (.), quando a geoquímica identificou uma rocha-mãe, mas não existe correspondência geoquímica entre a rocha-mãe e a acumulação de petróleo ; (iii) Sistemas petrolíferos Especulativo (?), quando a existência de uma rocha-mãe ou de petróleo é postulado, inteiramente, na base de evidências geológicas ou geofísicas.

Bisel de Agradação Verdadeiro.........................................................................................................................................................True Onlap

Biseau d'aggradation vrai / Bisel de agradación verdadero / Wahre Onlap, Echte Bevel Verlandung / 真上超 / Ясно выраженное подошвенное налегание / Vero onlap, Bisello d’aggradazione vero

Bisel de agradação observado paralelamente ao declive de deposição que, geralmente, corresponde à direcção do acarreio sedimentar. Quando dois biséis de agradação (aparentes) são observados em dois cortes geológicos ou duas linhas sísmicas ortogonais existe, necessariamente, um bisel de agradação verdadeiro entre eles.

Ver: " Bisel de Agradação "
&
" Bisel de Progradação"
&
" Agradação "

Figura 77 (Bisel de agradação verdadeiro) - Nesta figura estão representados os principais reflectores dos autotraços de dois detalhes de duas linhas sísmicas perpendiculares do Golfo do México. O contexto geológico dos intervalos sedimentares, ilustrados nestes detalhes é de talude continental, quer isto dizer, que os sedimentos não se depositaram, necessariamente, horizontais, mas, provavelmente, ligeiramente inclinados para jusante (para o mar). Os biséis de agradação sublinhados pelas flechas são biséis de agradação aparentes, visto que nenhuma das linhas sísmicas de estas duas tentativas de interpretação está orientada, no sentido da inclinação regional do talude continental (no momento da deposição). As linhas sísmicas regionais a partir das quais os autotraços foram feitos não são nem perpendiculares nem paralelas ao talude continental, mas oblíquas. Todavia, como elas são ortogonais entre si (ver cruzamento entre as linhas AB e CD), os biséis de agradação sublinhados pelas flechas correspondem ao mesmo reflector sísmico e são biséis aparentes. Isto quer dizer, que um bisel de agradação verdadeiro (observado segundo o declive de deposição que marca, mais ou menos, à direcção do acarreio sedimentar regional), deve existir numa linha sísmica localizada entre as linhas sísmicas AB e CD. Os reflectores sísmicos estão associados ao grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) e, sobretudo, ao subgrupo médio de cortejos sedimentares, ou seja, aos cones submarinos de talude (CST). De facto, (i) Diques marginais naturais turbidíticos, depositados pelo transbordo das correntes de turbidez (ou correntes turbidíticas) e (ii) Preenchimentos das depressões entre diques marginais, que certos geocientistas chamam canais turbidíticos, quando há erosão, são facilmente reconhecidos. Todavia, como estes autotraços são, relativamente, pequenos (4-5 km de comprimento), é difícil de pôr em evidência as paraconformidades (*) (descontinuidades entre intervalos sedimentares, mais ou menos, com a mesma atitude estrutural, mas separados por um hiato de sem deposição significativo) que, correlacionam, a montante, com as discordâncias que sublinham as descidas do nível do mar relativo, que induziram as correntes turbidíticas responsáveis da deposição dos cones submarinos (cones submarinos de bacia e de talude). Dentro dos cones submarinos de talude (CST), é importante diferenciar a direcção do acarreio sedimentar regional da direcção do acarreio sedimentar local, associado ao transbordo das correntes turbidíticas. O primeiro acarreio corresponde, mais ou menos, à direcção das correntes turbidíticas, as quais, na maioria dos casos, se escoam, mais ou menos, segundo o declive do talude continental. O segundo acarreio, é muito local e variável. Ele é induzido pelo transbordo e avulsão (mudança abrupta e violenta da trajectória de uma corrente) das correntes turbidíticas. Além disso, este acarreio sedimentar local tem polaridades opostas, uma vez que o transbordo se faz, por vezes ao mesmo tempo, de cada lado da depressão onde as correntes se escoam em direcção das partes profundas da bacia. Quando a depressão entre os diques marginais naturais se torna inactiva, ou seja, quando as correntes turbidíticas não a utilizam mais para se escoarem costa abaixo, ela é preenchida em retrogradação (fase de recuo), quando o nível do mar relativo começa já, provavelmente, a subir. Diz-se que há avulsão quando uma corrente turbidítica abandona a anomalia batimétrica (**) ao longo da qual ela se escoa para tomar um outro trajecto. Ao contrário de um rio, uma corrente turbidítica não necessita, de ter um leito (depressão de terreno ou álveo). Os diques marginais naturais fluviais depositam-se acima do leito do rio (depressão de terreno coberta pelas águas do rio), onde, normalmente, o rio corre, enquanto que os primeiros diques marginais naturais turbidíticos se depositam ao mesmo nível da base da corrente de turbidez que não têm nenhum leito (pelo menos as primeiras correntes).

(*) Um ciclo sequência é limitado entre duas discordâncias, nas áreas onde a descida do nível do mar relativo criou uma superfície de erosão, e limitado entre duas paraconformidades correlativas nas áreas profundos, onde a erosão não é operacional. Isto quer dizer, que uma paraconformidade correlativa enfatiza, na parte profunda da bacia, a descida do nível do mar relativo. A idade do hiato associado à paraconformidade correlativa dá, mais ou menos, a idade da descida do nível do mar relativo, ou seja, a idade da discordância. Assim, pode dizer-se, que o hiato da paraconformidade correlativa é o hiato mais pequeno que existe ao longo de um limite (inferior ou superior) de um ciclo estratigráfico e, particularmente, de um ciclo sequência.

(**) Esta anomalia batimétrica pode ser um canal turbidítico, quando a corrente produz uma erosão, ou simplesmente a depressão (por ausência de deposição) entre os diques marginais naturais turbidíticos, quando não há erosão, uma vez que, ao contrário de uma corrente fluvial, uma corrente turbidítica não precisa, necessariamente, de ter um álveo ou leito para se escoar.

Bisel de Base............................................................................................................................................................................................................................................................Baselap

Bisel da base / Bisel de base / Baselap, Bevel der Basis / 锥的基 / Прилегание / Bisello della base

Terminação de um estrato ou de um reflector sísmico, contra o limite inferior de um ciclo estratigráfico, como contra o limite inferior de um ciclo sequência. Dois tipos de biséis de base podem reconhecer-se no campo e linhas sísmicas : (i) Bisel de agradação e (ii) Bisel de progradação.

Ver: " Bisel de Agradação "
&
" Bisel de Progradação"
&
" Agradação "

Figura 78 (Bisel de Base) - O onshore Norte do Cáucaso corresponde a uma cadeia de montanhas dobradas na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Ela resultou da colisão de duas margens divergentes de tipo Atlântico e bacias de tipo rifte subjacentes, do Mesozóico / Cenozóico, criadas pela ruptura do supercontinente Pangéia. Os biséis de base são, facilmente, reconhecidos nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica deste onshore. Eles sublinham as discordâncias (superfícies de erosão, induzidas por uma descida significativa do nível do mar relativo, que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (*) ), que separam os diferentes ciclos estratigráficos (neste caso, para a maior parte deles, provavelmente, trata-se de ciclos sequência). Os limites entre os ciclos estratigráficos principais estão sublinhados por linhas tracejadas vermelhas, as quais traduzem hiatos de deposição importantes, quer isto dizer, discordâncias (uma discordância sublinha sempre um hiato mais importante do que o hiato enfatizado pela sua paraconformidade correlativa em água profunda). Estas discordâncias, que limitam os ciclos estratigráficos, estão fossilizadas por biséis de agradação e de progradação, os quais sublinham subidas do nível do mar relativo, ou seja, ingressões marinhas, uma vez que para haver deposição, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem que aumentar (excepto para os sistemas de deposição turbidítica). Nas interpretações geológicas das linhas sísmicas, a expressão bisel de base é utilizada, unicamente, quando o geocientista que fez a interpretação não conseguiu decidir se a terminação de um reflector sísmico corresponde a um bisel de agradação ou a um bisel de progradação. Em certos casos, quando a geometria dos reflectores é, mais ou menos, paralela, como no preenchimento agradante de uma depressão e as linhas cronostratigráficas terminam por biséis de agradação ou por biséis de progradação falsos (**) eles podem-se diferenciar em biséis de agradação proximais (quando o biselamento se faz no sentido da fonte do acarreio sedimentar) e em biséis de agradação distais (quando o biselamento se faz no sentido oposto à proveniência do acarreio sedimentar). Quando a geometria das linhas cronostratigráficas é, suficientemente, progradante, os reflectores terminam por biséis de agradação a montante (em direcção do continente) e por biséis de progradação a jusante (em direcção do mar). Isto implica, necessariamente, uma zona de deposição máxima (máximo de espessura) entre eles. Isto é o caso da maior parte dos paraciclos sequência, os quais têm uma geometria fuselada. Um paraciclo sequência deposita-se entre duas ingressões marinhas, quer isto dizer, entre duas subidas consecutivas do nível do mar relativo sem que nenhuma descida do nível do mar relativo ocorra entre elas. O que existe entre duas ingressões marinhas, que deslocam para o continente a linha costa, aumentando assim, de maneira significativa, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), é um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual a deposição ocorre, à medida que a linha da costa para o mar (prograda), formando uma regressão sedimentar. São os paraciclos sequência, limitados por superfícies de inundação, que formam os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares que constituem um ciclo sequência. Note que nesta tentativa de interpretação, a colisão entre as duas margens divergentes é enfatizada pela mudança de vergência das progradações, a qual ocorre, mais ou menos, a 1,5 segundos (t.w.t.) de profundidade. Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que na tectónica das placas a energia cinética não desempenha nenhum papel importante, o que quer dizer que não há transformação de energia cinética em energia de deformação, como quando um automóvel esbarra contra um muro.

(*) O termo bacia refere-se, aqui, à área de um ciclo estratigráfico, que ele seja um ciclo sequência ou um subciclo de invasão continental que está debaixo de uma lâmina de água importante. Assim, quando, dentro de um ciclo sequência, se diz que a bacia não tem plataforma continental, isto quer dizer, que o nível do mar está mais baixo do que o rebordo bacia (durante o depósito do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo). Ao contrário quando se diz que a bacia tem uma plataforma continental, isto quer dizer, que o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia (durante o depósito do intervalo transgressivo e da 1a fase do prisma de nível alto). Aqui pode dizer-se unicamente nível do mar, uma vez que não estamos a falar de nenhuma variação (subida ou descida). Todavia, quando se fala de uma variação do nível do mar tem sempre que se precisar se é uma variação do nível do mar relativo ou absoluto.

(**) Um bisel falso é uma terminação tangencial dos reflectores para jusante, quer isto dizer, que os reflectores se horizontalizam e continuam, para o largo, como unidades estratigráficas independentes que, muitas vezes, são tão finas que não são visíveis nas linhas sísmicas.

Bisel de Progradação.................................................................................................................................................................................................................Downlap

Biseau de progradation / Bisel de progradación / Downlap, Bevel Progradation, Progradierender Keil / Downlap, progradational楔 / Подошвенное прилегание / Downlap, Bisello di progradazione

Relação geométrica associada ao limite inferior de um ciclo estratigráfico na qual os estratos ou os reflectores sísmicos, originalmente inclinados, terminam, a jusante, contra estratos, originalmente, horizontais ou menos inclinados. Este tipo de bisel, assim como todos os outros, são definidos na posição original de depósito, o que quer dizer, que desde que os intervalos sedimentares são basculados (encurtados ou alongados) todas as relações geométricas que caracterizam os biséis se tornam aparentes.

Ver: " Superfície da Base das Progradações "
&
" Regressão Marinha "
&
" Bisel de Agradação "

Figura 79 (Bisel de Progradação) - O monte visível na fotografia (Spitzberg, ilha aos Ursos), ilustrada nesta figura, é constituído por duas unidades estratigráficas. A inferior (Unidade II), de fácies carbonatada, tem uma geometria retrogradante, quer isto dizer, que os diferentes intervalos que a compõem espessam-se, ligeiramente, para o continente (no momento da deposição), isto é, para Oeste. Aparentemente, isto corresponde a um deslocamento global, para o continente, da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição que coincide, mais ou menos, com a linha da costa. Esta unidade retrogradante é constituída por pequenos intervalos regressivos sedimentares que se sobrepõem uns aos outros, mas que, globalmente, criam uma geometria retrogradante. Cada um deste pequenos intervalos sedimentares regressivos corresponde a um paraciclo sequência, que se depositou no seguimento de uma ingressão marinha. O espaço disponível para os sedimentos (acomodação), criado pela subida do nível do mar relativo, que deslocou a linha da costa para o continente, foi, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, parcial ou totalmente, preenchido pelos sedimentos que, pouco a pouco, deslocaram, outra vez, para o mar a linha da costa criando o que os geocientistas chamam uma regressão sedimentar. Este sequência de eventos geológicos pode resumir-se da maneira seguinte: (i) Uma ingressão marinha, induzida por uma subida por nível do mar relativo, cria o espaço necessário para a deposição ; (ii) Um período de estabilidade do nível do mar relativo ocorre e a deposição recomeça depositando uma regressão, à medida que a linha da costa se desloca para o mar ; (iii) Nova ingressão marinha, mas mais importante que a precedente ; (iv) Nova regressão sedimentar, mas menos importante a que precedente ; (v) Nova ingressão marinha, etc., etc.. Cada subida do nível do mar relativo, ou seja, cada ingressão marinha provoca uma inundação do continente e a formação de uma superfície de ravinamento. O deslocamento para o continente da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) cria ou aumenta a extensão plataforma continental, o que, em geral, diminui o acarreio terrígeno (pelo menos em relação a extensão da plataforma continental). Durante o período de estabilidade relativa do nível do mar que segue cada uma dos paraciclos eustáticos, a linha da costa desloca-se, pouco a pouco, para o mar, à medida, que os sedimentos se depositam por progradações (regressão sedimentar). Todavia, durante as sucessivas regressões, a linha da costa não atinge a antiga posição, que ela tinha antes da precedente subida relativa do nível do mar. É o conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez mais pequenas (geometria retrogradante) que C. Emiliani chamou transgressões (não transgressão, como muitos dizem). Desde que a subida relativa do mar é mais pequena do que a anterior (subida do nível do mar relativo em desaceleração), durante o período de estabilidade relativa que a segue, a linha da costa desloca-se para o mar e ultrapassa a posição antiga, que ela tinha no fim do paraciclo sequência precedente. É o início da unidade regressiva (Unidade I, nesta fotografia). Este intervalo regressivo corresponde a uma sucessão de regressões cada vez maiores, induzidas por ingressões cada vez mais pequenas, que são as responsáveis da criação do espaço disponível para os sedimentos. É, mais ou menos, o contrário do que passou durante a deposição da Unidade I, na qual as ingressões marinhas eram cada vez mais importantes e as regressões cada vez mais pequenas. Desta maneira, os cortejos sedimentares depositados em associação com a subidas relativas do nível do mar em desaceleração, vão, pouco a pouco, fossilizar a antiga plataforma continental por biséis de progradação. Esta fossilização cria uma superfície de base das progradações, que é bem visível nesta fotografia, e que não é de maneira nenhuma uma discordância, uma vez que ela não corresponde a uma superfície de erosão, mas a uma superfície caracterizada por ter com uma taxa de deposição muito pequena, ou mesmo, inexistente. Ela corresponde a uma superfície ao longo da qual o hiato de sem deposição aumenta, regularmente. em direcção do mar. Quando há amalgamento dos depósitos distais de um intervalo regressivo, como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de uma linha sísmica do offshore das Malvinas, não se pode falar de superfície de base das progradações, mas de uma superfície diacrónica da base dos taludes, que neste caso particular, parecem ser taludes deltaicos. Na fotografia tirada nos Pireneus Espanhóis, os biséis de progradação enfatizam o deslocamento, progressivo, das areias de uma barra de meando em direcção da parte central do leito de uma corrente fluvial.

Bisel de Progradação da Bacia..............................................................................................................................................Basin Downlap

Biseau de progradation de bassin / Bisel de progradación de cuenca / Basin downlap,  Bevel Basin Progradation,   Progradierender Keil Becken / Progradational楔盆, 盆地downlap / Подошвенное прилегание в залежи / Bisello di progradazione di bacino, bacino downlap

Bisel de progradação localizado a jusante do rebordo da bacia e, particularmente, para lá da base do talude continental. Este tipo de bisel encontra-se, sobretudo, nos cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) e na 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA) desde que a bacia deixa de ter uma plataforma (quando a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição coincide, mais ou menos, com o rebordo da bacia continental).

Ver: Superfície da Base das Progradações "
&
" Bisel de Progradação"
&
" Rebordo da Bacia "

Figura 80 (Bisel de Progradação de Bacia) - O offshore de New Jersey (canhão de Baltimore) corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmicas regionais, de baixo para cima, pode reconhecer-se: (i) Um soco do Pré-Câmbrico ou, por vezes, uma cadeia de montanhas dobradas e aplanadas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Triásico /Jurássico e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico. As bacias de tipo rifte formaram-se durante o alongamento do supercontinente Pangeia. Elas estão separadas da margem divergente Mesozóico - Cenozóico pela discordância de ruptura da litosfera (BUU). Dentro do ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia, induzido pelo segundo ciclo eustático de 1a ordem do Fanerozóico (*), duas fases sedimentares se podem pôr em evidência. A primeira fase, tem uma geometria, globalmente, retrogradante e, por isso, é chamada fase transgressiva. A fase superior, que tem uma geometria, globalmente, progradante, é chamada fase regressiva. A primeira fase está associada a um subida do nível do mar absoluto ou eustático, enquanto que a fase regressiva se depositam enquanto o nível do mar eustático ou absoluto descia. Globalmente, os intervalos sedimentares depositados durante a fase transgressiva espessam-se para o continente, antes de se biselarem contra o cratão (supercontinente Pangeia), enquanto que os depositados durante a fase regressiva espessam-se para o mar, terminando por biséis de progradação, nas parte profunda da bacia. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, os biséis de progradação de bacia (ou biséis de progradação marinhos) são, facilmente, reconhecidos nos intervalos estratigráficos de idade Cenozóica, quer isto dizer, nos intervalos da fase regressiva. Nesta região e, principalmente, durante o Terciário, as variações do nível do mar relativo são, essencialmente, induzidas pela eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático). A subsidência durante o Cenozóico (conjunto dos intervalos coloridos em tons violáceos) foi muito pequena, razão pela qual, regionalmente, a montante do rebordo da bacia, não só os intervalos sísmicos têm uma espessura, praticamente, constante, mas, também, planície costeira é sub-horizontal. Isto quer dizer que rebordo continental coincidia, grosseiramente, com a linha da costa e que por isso era também o rebordo da bacia (tendo em linha de conta a resolução dos dados sísmicos, durante a maior parte do tempo, a bacia não tinha plataforma continental). No talude continental superior, as correntes marinhas (mais ou menos, paralelas à linha da costa) formam depressões, por vezes chamadas canais, perpendiculares ao talude continental, que são, mais tarde, preenchidos por um acarreio sedimentar lateral. Não obstante, a forte actividade das correntes litorais, os biséis de progradação marinhos indicam, claramente, um acarreio sedimentar regional de Oeste. O contexto geológico de esta área é, facilmente, reconhecido nesta tentativa de interpretação. A geometria em hemigraben das bacias de tipo rifte, que são visível nesta tentativa, é evidente nas linhas sísmicas paralelas mais longas. Acima da discordância associada à ruptura da litosfera (BUU), a margem divergente é óbvia, assim como as duas fases sedimentares que a constituem. No ciclo de invasão continental pós-Pangéia (intervalo entre a discordância BUU e o fundo do mar), a fase transgressiva, que corresponde, mais ou menos, aos sedimentos do Cretácico e do Paleogénico, é caracterizada por uma geometria agradante, enquanto que a fase regressiva tem uma geometria progradante. A interface entre estas fases sedimentares corresponde a uma superfície de base dos biséis de progradação, que, aqui são, biséis de progradação de bacia ou marinhos. Um diápiro de sal, implantado, provavelmente, ao longo de uma descontinuidade mecânica (falha de bordadura de uma bacia de tipo rifte deformou, ou seja, neste caso, alongou os intervalos sedimentares da fase transgressiva, assim como os intervalos da base da fase regressiva. Como numa versão em profundidade da linha sísmica original, as progradações da fase regressiva correspondem a taludes continentais (lâmina de água superior a 200 m) e não a taludes deltaicos, nos quais a profundidade de água, raramente, ultrapassa os 60 metros, os biséis de progradação são marinhos ou de bacia e não de plataforma.

(*) Os dois ciclos eustáticos de 1a ordem do Fanerozóico são definidos pelo nível do mar absoluto ou eustático, isto é, o nível do mar referenciado em relação ao centro da Terra, e não pelo nível do mar relativo, que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento). Por outras palavras, os ciclos eustáticos de 1a ordem, cuja durante varia entre mais ou menos 250 My e 400 My, são induzidos pelas variações de volume das bacias oceânicas provocadas pelo alastramento oceânico e pela eliminação da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção de tipo B (Benioff).

Bisel de Progradação Distal..........................................................................................................................................................Distal Downlap

Biseau de progradation distal / Bisel de progradación distal / Distale downlap, Distalen Bevel Progradation, Progradierender Keil distalen / progradational 楔形末端, 远端 downlap / Подошвенное прилегание с удалением от берега / Progradazionale bisello distale, Distal downlap

Bisel de progradação na direcção do acarreio sedimentar regional. A grande maioria dos biséis de progradação são distais. Localmente e, em particular, nos depósitos de transbordo (cones submarinos de talude, por exemplo), os biséis de progradação não são distais visto que eles se orientam, em geral, perpendicularmente, à direcção do acarreio sedimentar regional.

Ver: " Bisel de Progradação"
&
" Asas de Gaivota (turbiditos) "
&
" Agradação Costeira Negativa "

Figura 81 (Bisel de Progradação Distal) - O offshore oeste da Austrália corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são: (i) Soco Pré-Câmbrico ou, localmente, uma cadeia de montanhas dobradas, mais ou menos, aplanadas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Mesozóico (Jurássico Tardio / Cretácico Inicial) e (iii) Uma margem divergente tipo Atlântico do Mesozóico / Cenozóico. As bacias de tipo rifte correspondem ao alongamento do pequeno supercontinente Gondwana, que com o pequeno supercontinente Laurasia formavam o supercontinente Pangéia. As bacias de tipo rifte estão separadas da margem divergente pela discordância de ruptura da litosfera. Duas fases tectonicosedimentares (fase transgressiva e fase regressiva) se podem pôr em evidência dentro do ciclo de invasão continental pós-Pangeia (margem divergente), o qual foi induzido pelo segundo ciclo eustático de 1a ordem do Fanerozóico (*). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica deste offshore, a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangéia é, perfeitamente, visível por cima da fase transgressiva (em verde). Os sedimentos da fase regressiva têm uma geometria progradante, na qual os biséis de progradação distais (paralelos ao acarreio sedimentar regional) são preponderantes. Ao contrário, os sedimentos da fase transgressiva têm uma geometria agradante e a configuração interna dos intervalos sedimentares que a compõem é, mais ou menos, paralela. A geometria, globalmente, retrogradante desta fase, não é visível nesta tentativa de interpretação. Todavia, ela é muito bem marcada nas linhas sísmicas regionais. A fase transgressiva e regressiva estão separadas por uma superfície de base das progradações principais (taludes continentais), a qual sublinha o pico (acme) das transgressões do Cretácico (**), o qual ocorreu à cerca de 91,5 Ma (milhões de anos atrás). Isto quer dizer, que, globalmente, os sedimentos da fase transgressiva estão associados com subida do nível do mar absoluto ou eustático (não confundir com uma subida do nível do mar relativo, o qual é referenciado a um ponto qualquer superfície terrestre, que pode ser o topo da crusta continental ou o fundo do mar) e que os sedimentos da fase regressiva se depositaram durante a descida do nível do mar absoluto durante o ciclo eustático de 1a ordem associado. Em outros termos, o ciclo estratigráfico dito de invasão continental pós-Pangéia foi induzido por um ciclo eustático de 1a ordem (tempo de duração superior a 50 Ma), o qual foi criado, principalmente, pelas variações de volume das bacias oceânicas produzidas pela oceanização (alastramento oceânico a partir da dorsal média oceânica) e pelas zonas de subducção que eliminam pouco a pouco crusta oceânica antiga. Todavia, estas conjecturas só podem ser corroboradas se a quantidade de água sob todas as suas formas for constante desde a formação da Terra, há 4,5 Ma. Depois da ruptura do supercontinente Pangéia, o nível do mar absoluto ou eustático subiu, durante o alastramento oceânico que induziu a formação de vários oceanos e de altas montanhas oceânicas, que reduziram o volume das bacias oceânicas. O nível do mar absoluto começou a descer desde que subducção da crusta oceânica antiga, ao longo as zonas de subducção (tipo A e tipo B), se tornou predominante em relação ao alastramento, o que obrigou certos mares a desaparecerem. O limite entre a subida e a descida eustática ocorreu no Cenomaniano / Turoniano. Os pacotes sedimentares, que formam o ciclo de invasão continental pós-Pangéia, isto, é os subciclos de invasão continental e os ciclos sequência, depositaram-se durante subidas do nível do mar relativo, quer em aceleração, quer em desaceleração, associadas a ciclos eustáticos de 2a ou 3a ordem, nos quais a tectónica (subsidência ou levantamento) e a glacioeustasia têm um papel importante.

(*) O Fanerozóico é o éon geológico que começou depois da ruptura do supercontinente Proto-Pangeia ou Rodínia e no qual os geocientistas consideram três eras geológicas: (i) Era Primária ou Paleozóico , que vai do Câmbrico até ao fim Pérmico) ; (ii) Era Secundária ou Mesozóico (do Triásico até ao fim do Cretácico) ; (iii) Era Terciária ou Cenozóico (do Período Paleogénico até hoje.)

(**) O termo transgressões refere-se ao conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez mais pequenas. As regressões sedimentares depositam-se durante o intervalo de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha. A geometria retrogradante das transgressões é bem marcada quando a taxa de acomodação aumenta e o acarreio sedimentar se mantém constante, ou quando a taxa de acomodação é constante, e o acarreio sedimentar diminui.

Bisel de Progradação Falso..................................................................................................................................................................False Downlap

Biseau de progradation faux / Bisel de progradación falso / Falsch downlap, Bevel Progradation Falsch, Progradierender Keil falsch / 假downlap, Progradational楔假 / Ложное подошвенное прилегание / False downlap, Bisello progradazionale falso

Terminação tangencial dos estratos (ou reflectores sísmicos) para jusante, quer isto dizer, que eles se horizontalizam e continuam como unidades estratigráficas independentes que, muitas vezes, são tão finas que não são visíveis nas linhas sísmicas (espessura inferior à resolução do método sísmico). Este tipo de bisel é, sobretudo, observado na linhas sísmicas devido a resolução sísmica.

Ver: "" Bisel de Progradação"
&
" Relação Geométrica (reflector, estrato) "
&
" Bisel de Progradação Distal "

Figura 82 (Bisel de Progradação Falso) - A bacia geográfica do Adriático (Itália), corresponde a um mar marginal que se abriu em associação com o alastramento oceânico induzido pelo alongamento e ruptura de uma cadeia de montanhas dobras, o que caracteriza as bacias perissuturais de tipo Mediterrânico, que estão associadas a uma subducção de tipo A (Ampferer). A bacia geográfica do Pó, localizada a NO da bacia geográfica do Adriatico, é uma bacia perissutural de tipo Panónico, quer isto dizer, associada a uma subducção de tipo A, mas na qual o alongamento da cadeia de montanhas foi insuficiente para desenvolver uma oceanização. De maneira sucinta pode dizer-se, que as bacias sedimentares de tipo Panónico, como as de tipo Mediterrânico, estão associadas aos alongamentos (extensões) induzidos pelas colisões continentais e localizadas na parte côncava dos arcos de subducção de Ampferer, ou seja, uma subducção de tipo A. As bacias de tipo Panónico desenvolvem-se sobre uma crusta continental adelgaçada, mas não suficientemente para abrir uma bacia oceânica. Ao contrário, nas bacias de tipo mediterrânico, a extensão (alongamento) é suficiente para que a parte central da bacia repouse sobre a crusta oceânica (*). A área da desembocadura do rio Pó, corresponde a sobreposição de dois tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). De baixo para cima, como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, pode reconhecer-se : (i) Uma cadeia de montanhas de idade Cenozóico e (ii) Uma margem divergente de tipo não Atlântico. Obviamente, uma discordância (superfície de erosão) reforçada pela tectónica (discordância angular para muitos geocientistas) separa estas duas bacias sedimentares. Como ilustrado, num bisel de progradação falso, os reflectores horizontalizam-se, pouco a pouco, em profundidade, e continuam em direcção da bacia como unidades sedimentares, relativamente, pouco espessas (ver igualmente Bisel de Progradação, no autotraço de uma linha sísmica do offshore das Malvinas). Quase todos os corpos e intervalos sedimentares têm um geometria fuselada. Em direcção ao mar, um corpo sedimentar, ou melhor, a espessura entre dois reflectores cronostratigráficos sucessivos, começa por aumentar, atinge uma espessura máxima, para depois diminuir progressivamente. Numa tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica, o interpretador tem que ter uma ideia da resolução sísmica antes de considerar um bisel de progradação como falso ou não. De facto, muitas vezes, e, sobretudo, nas antigas linhas sísmicas 2D, as terminações dos reflectores parecem evidentes, mas, na realidade, elas são, por vezes, aparentes devido a uma resolução sísmica fraca (capacidade de separar dois eventos sísmicos que são muito próximos um do outro). Se a resolução sísmica for de 20-30 metros, uma unidade estratigráfica progradante, que se prolonga para o largo com uma espessura de 10-15 metros é, sismicamente, invisível e o bisel de progradação falso não pode ser reconhecido facilmente. A maioria dos interpretadores utilizam um critério indirecto para determinar se um bisel de progradação é falso ou verdadeiro. Eles utilizam a geometria da superfície de base das progradações. Quando esta é, mais ou menos, horizontal e a espessura do intervalo progradante é, relativamente, constante, o mais provável é que os biséis de progradação sejam verdadeiros. Quando a geometria da base das progradações é mal marcada (ligeiramente inclinada para o continente) e a espessura do intervalo progradante diminui para jusante, como é o caso nesta tentativa de interpretação, o mais provável, é que biséis de progradação sejam falsos. Se um interpretador considera, que os biséis de progradação são falsos, os depósitos distais agradantes não podem ser considerados como cones submarinos de bacia, uma vez que não há nenhuma discordância, isto é, que eles não estão associados a nenhuma descida significativa do nível do mar relativo. No topo desta tentativa de interpretação, o horizonte violeta é considerado como um múltiplo do fundo do mar, isto é, um reflector sem nenhum valor geológico, o que sugere que a energia sísmica foi reflectida mais do que uma vez no fundo do mar.

(*) Como exemplos de bacias de tipo Panónico podem citar-se as bacias geográficas da Transilvânia, Panónica (Hungria), Viena, Pó, Guadalquivir, Bowser, Hope Quesnell, Chiriqui, etc. Como exemplos de bacias de tipo Mediterrânico, podem citar-se as bacia geográficas das Baleares, Sardenha, Salonica, Tirreno, Adriático, Golfo do México, Big Horn, Ana Maria, Cochinos, Adana (Chipre), Mar Negro, Teshio (Japão), Cayman, Alboran, Melawi, Golfo de St. Lourenço, etc.

Bisel de Progradação Oposto (biséis opostos)..............................................................................................Opposite Downlaps

Biseaux de progradation (en directions opposées) / Biseles de progradación (en direcciones opuestas) / Gegenüber downlaps, Bezels Progradation (in entgegengesetzte Richtungen), Progradierender Keile (gegenläifig)   /  相反downlaps, Progradational楔子（方向相反) / Подошвенные прилегания (в противоположных направлениях) / Cunei progradanti (direzioni opposte)

Um dos biséis de progradação síncronos em direcções opostas. Este tipo de bisel de progradação é característico dos depósitos de transbordo, em particular dos diques marginais naturais turbidíticos, quer eles sejam associados a depósitos fluviais ou turbidíticos (de água profunda ou não). Os biséis de progradação em direcções opostas sugerem um acarreio sedimentar local e divergente.

Ver : " Bisel de Progradação"
&
" Bisel Superior de Progradação "
&
" Relação Geométrica (reflector, estrato) "

Figura 83 (Bisel de Progradação Oposto) - Esta figura ilustra uma tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Costa do Marfim. Este offshore corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), as quais de baixo para cima são: (i) Soco de idade Pré-Câmbrico ou uma cadeia de montanhas dobradas e aplanadas de idade Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial e (ii) Uma margem divergente tipo Atlântico desenvolvida desde o Cretácico Inicial até hoje. As bacias de tipo rifte que se desenvolveram durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana, estão separadas dos sedimentos do ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia, quer isto dizer, separada dos sedimentos da margem divergente, pela discordância de ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia. Nesta tentativa de interpretação, as associações complexas dos preenchimento de "canais" e dos diques marginais naturais turbidíticos (estruturas em forma das “asas de gaivota” em voo de P. Vail) são predominantes e características dos cones submarinos de talude (CST). Dentro de um ciclo sequência, este subgrupo de cortejos sedimentares (CST) deposita-se, em geral, sobre os cones submarinos de bacia (CSB) e, lateralmente, contra a discordância inferior do ciclo sequência, por biséis de agradação marinhos. Todavia, em certos casos, quando os cones submarinos da bacia (CSB) estão desconectados da base do talude continental, os cones submarinos de talude (CST) podem repousar, directamente, sobre a discordância inferior do ciclo sequência. É isto que parece ser o caso nesta tentativa de interpretação, na qual a discordância, colorida em vermelho, corresponde ao limite inferior do ciclo sequência, o qual, nesta área é, unicamente, representado pelo subgrupo médio do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB), ou seja, pelos cones submarinos de talude (CST). Os biséis de progradação em direcções opostas, que caracterizam os depósitos de transbordo são, facilmente, reconhecidos nesta tentativa. Obviamente, estes biséis de progradação não indicam a direcção do acarreio sedimentar regional (que corresponde, mais ou menos, à direcção das correntes turbidíticas), mas a direcção das correntes de transbordo, as quais, em geral, são perpendiculares à direcção da depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos. Esta depressão entre os diques marginais naturais, que, normalmente, corresponde a uma área sem deposição (zona de transporte), pode, em certos casos, corresponder a um canal turbidítico, isto é, a uma anomalia batimétrica negativa resultante da incisão (erosão) da corrente turbidítica, o que é, relativamente, raro. Aquilo que nesta tentativa de interpretação é designado "canal", corresponde ao preenchimento da depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos (zona de passagem das correntes turbidíticas), a qual se forma, progressivamente, à medida que se depositam os diques de cada lado da depressão. Na realidade, a medida que os diques marginais naturais turbidíticos se depositam, a depressão entre eles canaliza as correntes turbidíticas seguintes. Todavia, desde que a altura das correntes turbidíticas é maior do que a altura da depressão, a corrente transborda e deposita os sedimentos que ela transporta formando mais diques marginais naturais e, por vezes, leques de ruptura. Como uma corrente turbidítica, ao contrário de um rio, não necessita de um álveo (leito) para se escoar, os diques marginais naturais turbiditos tem uma geometria diferente da dos diques marginais naturais fluviais, uma vez que eles se implementam de maneira diferente, em particular os diques marginais mais antigos. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação, num sistema de deposição turbidítico, os diques marginais naturais depositam-se, mais ou menos, ao nível da base da corrente turbidítica, enquanto que num sistema de deposição fluvial, os diques marginais se depositam, nitidamente, acima da base do leito do corrente fluvial. Quando o nível do mar relativo começa a subir (em aceleração) e a intensidade das correntes turbidíticas diminui (os transbordos e as avulsões das correntes turbidíticas tornam-se eventos raros), a depressão entre os diques naturais começa a ser preenchida de maneira retrogradante (fase de recuo). Quando a fácies do preenchimento é arenosa, a morfologia do preenchimento é, mais ou menos, fusiforme (devido a compactação diferencial), como nesta tentativa de interpretação. Ao contrário, quando a fácies ela é argilosa, a morfologia do preenchimento é lenticular com a superfície superior côncava e a inferior convexa, uma vez que os sedimentos argilosos, ricos em água, se compactam muito mais do que os sedimentos arenosos.

Bisel de Progradação de Plataforma......................................................................................................................Shelf Downlap

Biseau de progradation de plate-forme / Bisel de progradación de plataforma / Shelf downlap, Bevel Platform Progradation, Progradierender Keil-Plattform / Progradational楔形平台, 货架downlap / Шельфовое подошвенное прилегание / Shelf downlap, Bisello piattaforma progradazionale

Bisel de progradação numa plataforma continental (lâmina de água inferior a 200 metros). Este tipo de bisel de progradação, em geral, sublinha um talude deltaico (prodelta) localizado a jusante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição. Os biséis de progradação de plataforma são característicos do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, que é o subgrupo (dos cortejos sedimentares) durante o qual as subidas do nível do mar relativo são em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes) e constroem, pouco a pouco, uma plataforma continental. É durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, que separam os paraciclos eustáticos, que os sedimentos se depositam por progradações em direcção do mar.

Ver: " Superfície da base das Progradações "
&
" Relação Geométrica (de base ou da base) "
&
" Acomodação "

Figura 84 (Bisel de Progradação de Plataforma) - Esta figura, ilustra um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da China e uma tentativa de interpretação geológica desse autotraço. O offshore da China, localizado dentro da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, corresponde, em termos geológicos, sobretudo, à sobreposição de dois tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980); (i) Uma bacia interna ao arco sobreposta por (ii) Uma margem divergente de tipo não Atlantico. Tendo em linha de conta a escala vertical, é evidente, que os segmentos dos reflectores, mais inclinados para o mar, do intervalo basal da margem divergente, não correspondem a taludes continentais. A diferença de tempo (tempo duplo) entre as terminações superiores e inferiores desses segmentos é de, mais ou menos, de 100 ms (milissegundos). Assim, as terminações dos reflectores, para jusante, podem ser consideradas como biséis de progradação de plataforma continental. Dentro do intervalo progradante (intervalo deltaico colorido em castanho escuro), da margem divergente, os deslocamentos laterais de lóbulos deltaicos induzidos pelo efeito de pêndulo (procura de espaço livre lateralmente para a sedimentação) criam, localmente, pequenas superfícies de agradação negativa, que não correspondem a descidas do nível do mar relativo e, por isso, não devem ser consideradas como discordâncias. O efeito de pêndulo, é o deslocamento lateral dos centros de deposição deltaica. Por outras palavras, desde que um lóbulo deltaico se deposita na desembocadura de uma corrente, as leis da natureza que controlam a Geologia (lei de Fermat-Maupertius ou princípio de acção mínima, também conhecido como princípio de Hamilton, a lei de Snell ou princípio do tempo mínimo e a lei de Fibonacci ou do espaço mínimo), obrigam o lóbulo seguinte a depositar-se ao lado e não encima do lóbulo precedente. Com efeito desde que um lóbulo deltaico se deposita, na ausência de uma subida do nível do mar relativo, em geral, por cima dele, não há mais espaço disponível para os sedimentos (acomodação). É por isso que o centro de deposição se desloca, lateralmente, para onde há espaço disponível (“causa debet praecedere effectum”, isto é, não há efeito sem causa). Nesta tentativa de interpretação, dentro do intervalo progradante, existem pequenos intervalos agradantes, a jusante do sopé das progradações, que podem ser interpretados como depósitos turbidíticos proximais, induzidos por derrubamentos da frente de delta, quando o ângulo crítico de estabilidade do talude deltaico é atingido. De facto, à medida que um delta prograda, o ângulo do talude deltaico aumenta, progressivamente, em direcção do mar. Assim, a partir de um certo momento (função da lâmina de água), o delta não pode progradar mais (os sedimentos não se podem depositar num talude tão inclinado). Por conseguinte, a frente de delta desmorona-se criando pequenas correntes de turbidez e deslizamentos que levam os sedimentos a redepositarem-se na base do talude deltaico. Uma tal deposição (agradação) diminui a inclinação do talude deltaico, o que permite, de novo, que o delta avance para o mar. Certos geocientistas exprimem este mecanismo, em pseudolatim, por ”aggradate ut progrademus”. Todavia, isto é, simplesmente, uma consequência da lei de Walter (em continuidade de deposição ➞ “abc” horizontalmente, ➞ “cba” verticalmente). Posamentier considerou dois tipos paraciclos sequência (originalmente denominados parasequências): (i) Periódicos e (ii) Episódicos. Os primeiros estão ligadas aos ciclos orbitais de Milankovitch e depositam-se, de preferência, durante os intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência. Os segundos depositam-se, de preferência, nos prismas de nível alto (PNA) e de nível baixo (PNB) e são, na maior parte das vezes, associados a sistema de deposição deltaica. Os paraciclos sequência episódicos são causados pelos deslocamentos dos lóbulos deltaicos devido ao efeito de pêndulo (como dito acima) e não devido a variações do nível do mar relativo (*). Estes paraciclos sequência, limitados por biseis de agradação costeiros e biséis de progradação de plataformas são, facilmente, reconhecidos no intervalo deltaico desta tentativa de interpretação. No inicio da estratigrafia sequencial, alguns geocientistas chamavam subsequências aos paraciclos sequência episódicos, reservando o termo parassequência para os paraciclos sequência periódicos.

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado ao topo da crusta continental (base dos sedimentos) ou ao fundo do mar. Ele é o resultado da combinação do nível do mar absoluto (referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite) e da tectónica, quer isto dizer, dos efeitos da subsidência ou do levantamento).

Bisel Superior Ascendente......................................................................................................Rising Toplap, Climbing Toplap

Bisel sommitak ascendant / Bisel de tope ascendente / Klettern toplap, Bevel Sommital Aufsteigend / 登山顶超 / Растущее регрессивное прилегание / Bisello superiore ascendente

Bisel reconhecido nos cones submarinos de talude (CST), em particular nos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos) orientado, mais ou menos, no sentido do talude continental. Os biséis superiores ou somitais (ou de topo) de qualquer intervalo progradante (agradação mais progradação) são, em geral ascendentes, mas orientam-se para jusante o que não é, necessariamente, o caso nos cones submarinos de talude (asas de gaivota). Sinónimo de Bisel Superior Montante e Bisel Superior Crescente.

Ver: " Bisel Superior de Progradação "
&
" Asas de Gaivota (turbiditos) "
&
" Relação Geométrica (estratigrafia sequencial) "

Figura 85 (Bisel Superior Ascendente) - No esquema geológico, estão representados dois ciclos sequência incompletos, separados pela discordância (linha vermelha ondulada) e pela sua paraconformidade correlativa em água profunda (linha vermelha em tracejado), que sublinham uma descida significativa do nível do mar relativo, isto é, uma descida que que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. No ciclo sequência inferior estão representados os dois subgrupos de cortejos sedimentares de nível alto (do mar), quer dizer, o subgrupo inferior que forma o intervalo transgressivo (IT) e o subgrupo superior que forma o prisma de nível alto (PNA). Estes dois subgrupos de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) são separados por uma superfície de base das progradações. O intervalo transgressivo (IT), que tem uma geometria retrogradante, corresponde a transgressões, isto é, a um conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes, e regressões sedimentares, cada vez mais pequenas depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada ingressão marinha. O prisma de nível alto (PNA), tem uma geometria progradante e corresponde a um conjunto ingressões marinhas cada vez menos importantes e de regressões sedimentares, cada vez mais importantes, depositas durante os períodos de estabilidade relativa do nível do mar relativo. Isto quer dizer, que durante o intervalo transgressivo, o nível do mar relativo sobe em aceleração ou, por outras palavras, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), criado a cada ingressão marinha, é cada vez maior. Ao contrário, durante o prisma de nível alto (PNA), o nível do mar relativo sobe, mas em desaceleração, o que quer dizer que, cada ingressão marinha cria menos espaço disponível para os sedimentos que a ingressão marinha precedente. Por cima da discordância, que limita os dois ciclos estratigráficos, depositou-se, unicamente, o grupo de cortejos de nível baixo (CNB) do ciclo sequência superior, no qual se reconhecem os três subgrupos de cortejos (*) que o compõem e que de baixo para cima são: (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST), nos quais se reconhecem, facilmente, o depósito de frente de talude (chamado, por vezes, apron ou avental), os diques marginais naturais turbidíticos e os preenchimentos das depressões (canais quando há erosão entre os diques marginais) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB) que, eventualmente, inclui os preenchimentos de canhões submarinos e de vales cavados. Os biséis superiores ascendentes caracterizam os depósitos de transbordo e, particularmente, os diques marginais naturais dos cones submarinos de talude. Devido ao modo de deposição particular dos diques marginais naturais, os biséis superiores ascendentes não só são cada vez mais inclinados (para cima), como, também, têm vergências opostas. Eles formam as estruturas em "asas de gaivota” em voo de P. Vail. De facto, desde que a primeira corrente turbidítica, atinge a planície abissal, ela começa a desacelerar e deposita dois pequenos lóbulos laterais de cada lado da zona de passagem da corrente (estes lóbulos podem, na realidade, ser considerados os primeiros diques marginais naturais turbidíticos). A zona de passagem ou de transporte, como dizem certos geocientistas, corresponde a uma área sem deposição, visto que ela sublinha a zona onde a corrente é mais energética e leva o material que ela transporta mais para jusante. As correntes turbidíticas seguintes aproveitam a depressão entre os lóbulos laterais iniciais (que, em geral, não são erodidos) como zona de passagem. Quando a altura das correntes ultrapassa a altura da depressão, elas transbordam e depositam os sedimentos por biséis superiores mais inclinados que os precedentes. Como as correntes transbordam para ambos os lados da depressão central ("canal turbidítico” quando há erosão), os biséis superiores ascendentes têm polaridades opostas.

(*) Um sistema de deposição, como, por exemplo a frente de delta, é um fácies, ou associação de fácies, com uma fauna, mais ou menos, característica, depositada num ambiente de deposição particular. Um cortejo sedimentar é uma associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados por processos geológicos activos (modernos) ou inferidos (antigos), que se deposita no espaço disponível para os sedimentos criado por uma ingressão marinha, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre, em geral, depois de uma ingressão marinha. Dentro de um ciclo sequência, os cortejos sedimentares são agrupados em subgrupos, como, por exemplo, o prisma de nível baixo (PNB), e os subgrupos são agrupados em dois grupos de, como, por exemplo o grupo de cortejos de nível alto (CNA), o qual é formado por dois subgrupos denominados prisma de nível alto (PNA) e intervalo transgressivo (IT).

Bisel Superior Crescente (ascendente)..............................................................................................................................................Rising Toplap

Bisel supérieurr croissant (ascendnnt) / Bisel superior ascendente / Steigende toplap, Bevel oberen Rahmen / 瑞星顶超 / Поднимающееся регрессивное прилегание / Bisello superiore ammontare

Um dos biséis superiores ou somitais inclinados para montante (direcção oposta às correntes turbidíticas) que, em geral, são associados aos depósitos turbidíticos de talude e, particularmente, aos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos “asas de gaivota”). Sinónimo de Bisel Superior Ascendente e Bisel Superior Montante

Ver: " Bisel Superior de Progradação "
&
" Asas de Gaivota (turbiditos) "
&
“ Bisel Superior Ascendente "

Figura 86 (Bisel Superior Crescente) - Um bisel superior crescente ou ascendente nunca existe isolado. Este tipo de bisel está sempre associado a um outro com vergência ou polaridade (inclinação) oposta. Nos sistemas turbidíticos, estes biséis são criados pelo transbordo das correntes de turbidez (fluxos sedimentares gravíticos de misturas de água e sedimento que se deslocam devido à acção da gravidade, sem influência significativa do meio existente por cima deles) para ambos os lados das depressões (canais turbidíticos, quando há erosão), ao longo das quais elas se escoam em direcção da planície abissal. Dentro de um ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração é entre 0,5 My e 3-5 My (*), os biséis de superiores crescentes ou ascendentes encontra-se nos cones submarinos de talude (CST), embora eles se possam encontrar, igualmente, nos depósitos vulcânicos subaéreos, em associação com os escoamentos de lava, que se implementam, imediatamente, depois da ruptura da litosfera de um supercontinente, ou seja, na base das margens divergentes de tipo Atlântico em particular. Os biséis superiores crescentes ou ascendentes, como dizem certos geocientistas, caracterizam os depósitos de transbordo e, particularmente, os diques marginais naturais, quer eles sejam turbidíticos ou fluviais. Na deposição particular dos diques marginais naturais turbidíticos, os biséis superiores crescentes, que se depositam em parelhas com inclinação oposta, são cada vez mais inclinados para cima. Com o preenchimentos da depressão mediana, eles formam as estruturas que P. Vail chamou "asas de gaivota” (em voo). A deposição dos diques marginais naturais turbidíticos pode ser resumir-se assim: (i) Desde que a primeira corrente turbidítica começa a desacelerar, ela perde competência de transporte, e os sedimentos que ela transporta depositam-se em dois pequenos lóbulos laterais de cada lado da zona central de passagem da corrente, que corresponde a uma área de sem deposição ; (ii) A zona sem deposição sublinha a área onde a corrente turbidítica é mais energética e que transporta o material mais para jusante ; (iii) As correntes seguintes aproveitam a depressão morfológica entre os lóbulos laterais iniciais como zona de passagem, e assim, as correntes turbidíticas seguintes são canalizadas pelos diques marginais naturais já depositados ; (iv) Quando a altura das correntes ultrapassa a altura da depressão entre os diques marginais, elas transbordam e depositam os sedimentos por cima dos diques anteriores com uma acreção lateral significativa, criando biséis somitais crescentes cada vez mais inclinados ; (v) Como as correntes transbordam para ambos os lados da depressão central (ou "canal turbidítico”, quando há erosão), os biséis somitais crescentes coevos têm polaridades opostas e formam estruturas em forma de asas de gaivota ; (vi) Depois desta fase de avanço, caracterizada por correntes turbidíticas de alta densidade com velocidades maiores que 15 m/s, segue-se uma fase de recuo (agradação e deslizamentos) durante a qual a densidade e velocidade das correntes turbidíticas são mais fracas e as depressões, entre os diques marginais naturais, são preenchidas, em retrogradação, por sedimentos gresoargilosos, que em certas condições, podem ser considerados com rochas-reservatório. Biséis superiores crescente são, facilmente, reconhecidos em certas linhas sísmicas do Mar do Norte. No autotraço ilustrado nesta figura, os biséis superiores crescente não são evidentes para um geocientista ingénuo, ou seja, que ainda continua a pensar que a Observação precede, sempre, a Teoria e que tem que ter a cabeça vazia de conhecimentos geológicos (“tabula rasa”) para não contaminar sua interpretação com ideias preconcebidas. Todavia, para um geocientista moderno, a presença de biséis superiores crescentes, neste autotraço, é óbvia como sugerido, na tentativa de interpretação, mesmo se a linha sísmica original não é de boa qualidade. Na realidade, não só ele sabe aquilo que deve encontram, no autotraço, mas aonde o deve encontrar. Por outras palavras, quando um geocientista olha para uma linha sísmica não há legendas que lhe digam o que é ele está a ver. Ele tem que saber ou ter uma expectativa daquilo que quer ver, o que parece um pouco circular, e é, mas isso pode explicar, em parte, porque é que o progresso científico é difícil.

(*) Um ciclo sequência é constituído por uma sobreposição de cortejos sedimentares, os quais constituídos por um ou vários paraciclos sequência. Os paraciclos sequência são (sucessões relativamente conformes de camadas ou grupo de camadas geneticamente relacionadas, delimitadas por superfícies de inundação marinhas ou por superfícies correlativas. No modelo inicial de EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), os paraciclos sequência eram denominados parasequências. Elas representavam aos depósitos sedimentares depositados durante um paraciclo eustático, o que quer dizer, que as parasequências faziam parte de uma hierarquia de superciclos, ciclos e paraciclos que refletia as mudanças do nível do mar relativo de diferentes ordens de magnitude. A duração do paraciclo eustático foi estimada em cerca de 2 milhão de anos e foi descrita como um ciclo de 4ª ordem de variação do nível do mar relativo, o que não é verdade, uma vez que ele não exibe nenhuma ciclicidade, visto que não há nenhuma descida do nível do mar relativo entre os paraciclos eustáticos.

Bisel Superior sem Depósito.............................................................................................................................Non Deposition Toplap

Biseau supérieur de non-dépôt / Bisel superior sin-depósito / Bevel Higher nicht Anzahlung, Ohne Fase up - Einreichung, Non-Deposition toplap / 没有伞起来 - 备案 / Кровельное прилегание без напластований / Bisello superiore non deposizionale

Bisel superior criado pelo deslocamento para o mar da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição devido a falta de espaço disponível (acomodação) para os sedimentos. Este tipo de bisel superior é, frequentemente, associado a uma pequena descida do nível do mar relativo que não é suficiente para que a plataforma continental seja, totalmente, exumada (discordância do tipo II de P. Vail) ou, por outras palavras, quando a erosão, se ela existe, é local e insignificante.

Ver: " Bisel Superior de Progradação "
&
" Discordância "
&
" Erosão "

Figura 87 (Bisel Superior sem Depósito) - O onshore Norte do Cáucaso corresponde a uma cadeia de montanhas dobradas da classificação das bacia sedimentares de Bally e Snelson (1980), que resultou da colisão de duas margens divergentes de tipo Atlântico e bacias de tipo rifte subjacentes, do Mesozóico / Cenozóico, criadas pela ruptura do supercontinente Pangeia. Os biséis superiores por sem depósito são, facilmente, reconhecidos nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste onshore, no topo dos intervalos progradantes ou regressivos. Nesta tentativa de interpretação, os intervalos sísmicos com uma geometria progradante são predominantes. Dentro de um ciclo sequência, estes intervalos estão associados a subidas em desaceleração do nível do mar relativo, isto a ingressões marinhas, cada vez mais pequenas, que deslocam a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa, em particular nas linha sísmicas) para o continente. Todavia, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha, a sedimentação retoma, com a deposição de regressões sedimentares, cada vez mais importantes, que deslocam para o mar a linha da costa, a qual, ao fim cada regressão sedimentar está cada vez mais próxima do mar alto. Estes deslocamentos induzem biséis superiores por sem depósito, uma vez que, a montante da ruptura costeira, não há espaço disponível para que os sedimentos se depositem. Dentro de um ciclo sequência, no início de depósito do prisma de nível alto (PNA), quando o nível do mar relativo deixou de subir em aceleração para começar a subir em desaceleração, o deslocamento da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição para jusante, diminui a extensão plataforma continental (a linha da costa aproxima-se do rebordo continental), assim como a lâmina de água (função do acarreio sedimentar). Isto quer dizer que, progressivamente, a bacia deixa de ter uma plataforma continental. Desde que o rebordo da bacia, que durante a 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA) estava, mais ou menos, afastado da linha da costa, se torna, praticamente coincidente com ela e se torna o novo rebordo continental (quando a plataforma continental é, totalmente, fossilizada pela progradações do prisma de nível alto), a bacia deixa de ter uma plataforma continental. Existem todos os casos intermediários entre os biséis superiores por sem depósito e biséis superiores por truncatura (ou por erosão). Muitas vezes, é difícil decidir a que tipo extremo um bisel superior ou somital deve ser associado. Teoricamente, um bisel superior por sem depósito deve ser marcado por progradações obliquas, quer isto dizer, por linhas cronostratigráficas representadas, unicamente, pelo segmento intermediário inclinado para o mar (sem os segmentos sub-horizontais superior e inferior). Neste caso particular, entre duas linhas cronostratigráfica, a agradação (deposição vertical) é, praticamente, nula. A progradação (deposição lateral) é, largamente, predominante. Todavia, na realidade, a grande maioria das progradações, visíveis nas linhas sísmicas, como ilustrado nesta tentativa, são sigmóides, o que quer dizer que há uma agradação significativa existe entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas. Nestes casos, a expressão bisel superior por sem depósito é um pouco abusiva. O termo bisel superior por não erosão parece ser mais apropriado, porque quando o nível do mar relativo sobe, em desaceleração, há, quase sempre, uma pequena agradação, cuja amplitude é, muitas vezes, inferior a resolução da linha sísmica. Unicamente, quando os biséis são induzidos por pequenas descidas do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos, ou o fundo do mar, e que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica), é que agradação é negativa. Nestas condições muitos geocientistas falam de sistemas de deposição descendentes, e outros falam de regressões forçadas. Todavia neste caso deve perguntasse se a designação de biséis superiores por sem depósito é apropriada. A grande maioria dos geocientistas americanos considera que quando entre progradações consecutivas não há agradação, mas, unicamente, acreção lateral elas pertencem a família das progradações oblíquas. Ao contrário, elas são consideradas progradações sigmóides quando existe uma agradação significativa entre elas. Esta diferenciação é importante, uma vez que a probabilidade de encontrar rochas-reservatório no segmento inclinado ou no horizontal inferior é muito maior nas progradações oblíquas (do que nas progradações sigmóides.

Bisel Superior Montante........................................................................................................Rising Toplaps, Climbing toplaps

Biseaux supérieurs ascendants / Biseles superiores ascendentes / Steigende toplaps, Aufsteigende höher Fasen / 瑞星toplaps, 升序更高的斜面 / Поднимающиеся регрессивные прилегания / Rising toplaps

Bisel superior inclinado para montante (direcção oposta à direcção das correntes turbidíticas) associado, em geral aos depósitos turbiditos de talude e, particularmente, aos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos “asas de gaivota”). Igualmente frequente em associação com os centros de expansão vulcânica. Sinónimo de Bisel Superior Ascendente e Bisel Superior Crescente.

Ver: " Bisel Superior de Progradação "
&
" Envelope Pelágico "
&
" Relação Geométrica (reflector, estrato) "

Figura 88 (Bisel Superior Montante) - Um bisel superior ascendente nunca existe isolado. Este tipo de bisel é sempre associado a outro com uma vergência (polaridade) oposta. Em geral, dentro de um ciclo sequência, os biséis superiores (somitais) ascendentes caracterizam os depósitos de transbordo, em particular os diques marginais naturais turbidíticos, que se formam de preferência em associação com o depósito dos cones submarinos de talude (CST) do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB). Estes biséis são criados pelo transbordo das correntes turbidíticas para ambos os lados da depressão ou canal (quando há erosão), ao longo do qual elas se escoam. Devido ao modo particular de deposição dos diques marginais naturais turbidíticos, os biséis superiores ascendentes não só são cada vez mais inclinados para cima, mas eles têm uma vergência oposta (estruturas em "asas de gaivota", de P. Vail). De facto, logo que a primeira corrente turbidítica começa a desacelerar, ou seja, desde que ela atinge a planície abissal, formam-se dois pequenos lóbulos laterais de cada lado da área central do escoamento da corrente, onde a velocidade da corrente é mais forte. Esta área é uma área de transporte, isto é, de sem deposição, uma vez que ela corresponde a área onde a corrente é mais forte e, portanto, transporta o material mais longe. As correntes seguintes aproveitam a depressão entre os lóbulos laterais iniciais (que em geral não são erodidos) como uma zona de passagem, isto quer dizer, que as correntes turbidíticas sucessivas são, mais tarde ou mais cedo, canalizadas pelos diques marginais naturais. Por outro lado, quando a altura das correntes ultrapassa a altura da depressão, elas transbordam e depositam os sedimentos (diques marginais naturais) formando biséis superiores mais inclinados do que os biséis associados aos lóbulos anteriores. Como as correntes transbordam dos dois lados da depressão central (ou "canal turbidítico"), estes biséis têm polaridades opostas. Este tipo de bisel encontra-se não só nos cones submarinos de talude (CST), mas, também, em depósitos vulcânicos como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore do Paquistão, o qual corresponde a sobreposição de vários tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Todavia, na área onde a linha sísmica desta tentativa de interpretação foi tirada, unicamente, a margem divergente (principalmente os cones submarinos de talude com enormes estruturas em asas de gaivota em voo), é visível acima do vulcanismo subaéreo. Este vulcanismo é considerado posterior à ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana. Ele corresponde à acreção lateral inicial das placas litosférica individualizadas, quando os centros de expansão, isto é, os vulcões e diques vulcânicos, atingem a superfície terrestre em ambientes subaéreos. É por isso que o material vulcânico se escoa, lateralmente, em direcção dos continentes individualizados no seguimento da ruptura da litosfera. Este vulcanismo subaéreo forma a parte inferior da margem divergente. Todavia, desde que os centros de expansão se tornam submersos, devido ao peso dos sucessivos derrames de lava, o material vulcânico que chega ao fundo do mar solidifica, rapidamente, sob a forma de lavas em travesseiro que constituem a parte superior dos diques com toldo (“sheeted dykes” dos geocientistas de língua inglesa). Um dos vulcões associados com esta crusta vulcânica subaérea é, perfeitamente, visível nesta tentativa de interpretação, assim como os derrames de lavas e os biséis superiores ascendentes associados. O termo caldeira, utilizado na tentativa de interpretação não corresponde a uma caldeira convencional, que ela seja o resultado do esvaziamento de uma câmara magmática ou quer ela seja o resultado de uma intensa alteração hidrotermal. Este tipo de caldeira forma-se em associação com alastramento vulcânico subaéreo e, particularmente, em associação com a formação dos SDRs (“Seaward Dipping Reflectors” dos geocientistas anglo-saxões): (i) A grande maioria dos escoamentos basálticos subaéreos, é posterior à ruptura da litosfera ; (ii) Eles são vomitados pelos vulcões e fissuras centrais alinhadas, paralelamente, à linha de ruptura ; (iii) Eles adelgaçam-se em direcção dos continentes e podem atingir mais de 10 km de espessura ; (iv) Nos perfis sísmicos longitudinais (paralelos à linha de ruptura), os SDRs são convexos para cima, com inclinações e espessuras que aumentam em direcção da bacia ; (v) A inclinação para o mar resulta da sobrecarga dos escoamentos mais recentes, que se deslocam, progressivamente, para a bacia ; (vi) Nos perfis transversais, os SDRs são sub-horizontais ; (vii) Os SDRs formam um banda com magnetismo pouco acentuado, localizada a montante da mais antiga anomalia magnética da crusta oceânica.

Bisel Superior de Progradação............................................................................................................................................................................Toplap

Biseau supérieur de progradação / Bisel superior de progradación / Toplap, Bevel bis Progradation, Bevel-Superior Progradation /  锥高达progradation / Регрессивное (кровельное) прилегание / Bisello superiore de progradazione

Relação geométrica determinada pela terminação dos estratos, ou dos reflectores sísmicos, contra uma superfície sobrejacente (limite superior de um cortejo sedimentar ou de um ciclo estratigráfico). Esta relação geométrica pode ser criada por erosão ou por ausência de deposição (sem depósito). Um bisel superior de progradação pode ser: (i) Costeiro ; (ii) Marinho e (iii) Não Marinho. Sinónimo de Bisel Somital ou de Topo.

Ver: " Bisel de Progradação"
&
" Agradação Costeira Negativa "
&
" Relação Geométrica (estratigrafia sequencial) "

Figura 89 (Bisel Superior de Progradação) - Nesta fotografia inferior, a escala é dada por um geocientista, que está próximo do bisel superior de progradação (dentro da elipse) de um corpo arenoso de geometria fuselada. É evidente, que este bisel não está associado a uma superfície de erosão significativa, mas sim a uma superfície sem deposição. Ele não sublinha, necessariamente, uma discordância. O que quer dizer que ele, em geral, não corresponde a um limite de ciclo estratigráfico. Os estratos ou grupos de estratos inclinados sucessivos depositaram-se uns sobre os outros de maneira progradante (acreção lateral) e em direcção da bacia. As terminações inferiores são biséis de progradação. A forma de cada corpo sedimentar é fusiforme. A sua espessura aumenta até um máximo, para depois se adelgaçar até desaparecer por biselamento. Os biséis superiores e inferiores de progradação sublinham intervalos convergentes, para montante e jusante. Em qualquer tentativa de interpretação geológica, quer ela seja de uma linha sísmica ou de um afloramento (exposição da parte superior de uma rocha ou intervalo rochoso, rente a superfície do solo e directamente observável), requer sempre uma escala. A Geologia é escala dependente. Se e o geocientistas não estivesse presente nesta fotografia para dar a escala, um observador reconheceria uma geometria progradante, mas seria incapaz de a interpretar em termos ambientais. O problema da escala complica-se, muito mais, na interpretação geológica dos dados sísmicos. Uma linha sísmica, sem escala horizontal (métrica) e vertical (tempo duplo), não pode ser interpretada, correctamente, em termos geológicos. Dentro de um ciclo sequências, as progradações associadas a um intervalo deltaico, que se tenha desenvolvido no prisma de nível baixo (PNB), no grupo de cortejos sedimentares de nível alto (intervalo transgressivo, IT ou prisma de nível alto, PNA) têm a mesma geometria que as progradações de um talude continental ou de uma estratificação obliqua dentro de uma camada. Todavia, as escalas horizontais e verticais são, completamente, diferentes. Num delta, a escala vertical é da ordem de dezenas de metros (a altura de um talude deltaico, raramente, ultrapassa os 30-40 metros). Num talude continental, ela é da ordem das centenas ou milhares de metros e numa camada ela é centimétrica ou métrica. Sem as escalas, uma linha de georadar (utilizadas na engenharia geotécnica), pode ser tomada como uma linha sísmica 2D, utilizadas na pesquisa do petróleo. Uma estratificação oblíqua, pode ser tomada como um talude continental. Todavia, a escala vertical da primeira é em nanossegundos (10-9), enquanto que a escala vertical da segunda é em segundos (tempo duplo). Se tiver dúvidas sobre este assunto, faça um teste. Pergunte a um colega qual é a espessura média de um delta. A resposta será, provavelmente, algumas centenas ou milhares de metros. Se isso for o caso, o seu colega confunde um prodelta (talude de um delta) com um talude continental. A espessura média de um delta é 30 / 50 metros, contudo a espessura de um edifício deltaico, como, o edifício deltaico do Mississipi, que é a sobreposição de várias centenas de deltas, pode ultrapassar milhares de metros. No autotraço de uma linha sísmica do offshore do Uruguai ilustrado nesta figura, os biséis superiores de progradação óbvios (alguns deles estão enfatizados pelas flechas amarelas). Tendo em linha de conta a escala vertical do autotraço, as progradações devem ser interpretadas como taludes continentais e não como progradações deltaicas. Todavia, a sua geometria tem que ser corrigida (mesmo que seja por simples experiência mental) do artefacto ou engano sísmico induzido pela lâmina de água crescente do talude continental actual, uma vez que a velocidade das ondas sísmica é mais pequena quando elas atravessam a água do que quando elas atravessam os sedimentos ; reflectores sísmicos subjacentes devem ser levantados de maneira significativa (*)). A superfície de base das progradações dos diferentes pacotes sedimentares progradantes é, em profundidade e à escala natural (1:1), muito menos inclinada do sugerida no autotraço. Por vezes, os reflectores mais distais e mais profundos (subjacentes a uma grande lâmina de água, podem mesmo ter uma inclinação contrária à sugerida pelo autotraço (tempo).

(*) A velocidade das ondas P, que fazem com que a matéria seja, alternadamente comprimida e distendida, na direcção de propagação varia com o meio. Ela é 330 m/s no ar, 1450 m/s na água e 5000 m/s no granito. Como as rochas sedimentares se compactam com enterramento, quanto mais profundas as forem mais rápida será a velocidade das ondas que as atravessam. As mais altas velocidades são atingidas, no gesso e anidrite, à volta de 6000 m/s. Nas dolomites, elas variam entre 5000 e 5500 m/s, e cerca de 5000 ms nos calcários.

Bisel Superior de Progradação Costeiro..........................................................................................................Costal toplap

Biseau supérieur de progradation côtier / Bisel superior de progradación costera / Coastal toplap, Bevel-Superior-Coastal Progradation, Bevel up Küsten Progradation / 海岸顶超 / Прибрежное кровельное прилегание / Bisello superiore di progradazione costiera

Bisel superior dos depósitos costeiros de um ciclo estratigráfico ou intervalo sísmico. Um bisel superior de progradação ocorre ao longo do limite superior de um ciclo estratigráfico, em particular do ciclo sequência que é induzido por um ciclo eustático de 3ª ordem, o qual dura entre 0,5 e 3,0 My (milhões de anos). Os biséis superiores de progradação podem ser criados por: (i) Erosão (bisel superior por truncatura) ou (ii) Por sem depósito (bisel superior por sem depósito). Sinónimo de Bisel Somital Costeiro e Bisel de Topo Costeiro.

Ver: " Bisel de Progradação"
&
" Agradação Costeira Negativa "
&
" Ruptura (superfície de deposição costeira) "

Figura 90 (Bisel Superior de Progradação Costeiro) - O onshore do Norte do Cáucaso corresponde a uma cadeia de montanhas dobradas da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Esta cadeia de montanhas dobradas é o resultado da colisão entre duas margens divergentes de tipo Atlântico, uma ao norte do Mar Tétis (*) e outra ao Sul (atenção ao termo colisão uma vez que ele não corresponde a uma transformação de energia cinética em energia de deformação, mas a uma simples perda de resistência dos sedimentos à deformação). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste onshore, os biséis superiores de agradação costeiros estão associados a intervalos sedimentares regressivos e, a maior parte deles fossilizam as discordâncias (superfícies de erosão) que limitam os diferentes ciclos estratigráficos (provavelmente ciclos sequência). Quando a diferença de idade entre as discordância (superior e inferior) de um intervalo sísmico é superior a 3-5 My e inferior a 50 milhões de anos, ela é considerado como um subciclo de invasão continental. Contudo, se a diferença de idade das discordâncias variar entre 0,5 My e 3-5 My, o intervalo é considerado um ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, e constituído por uma sucessão, mais ou menos, vertical de cortejos sedimentares, os quais são agrupados em dois grupos. Os cortejos sedimentares do grupo inferior depositam em condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), enquanto que os cortejos do segundo grupo se depositam em condições geológicas de nível alto do mar. Acima do intervalo transgressivo inferior (colorido em verde), o qual é caracterizado por uma geometria retrogradante (mal visível nesta tentativa devido à pequena extensão longitudinal do autotraço) e por uma configuração interna, praticamente, paralela. A geometria progradante dos intervalos regressivos sobrejacentes é evidente. Cada intervalo regressivos corresponde, provavelmente, a um ciclo sequência incompleto (ciclo sequência no qual certos subgrupos de cortejo sedimentares não se depositaram). Dentro dos intervalos regressivos, limitados entre dois intervalos transgressivos (coloridos em verde), a configuração interna é quer oblíqua quer sigmóide. Quando a configuração interna é oblíqua (com pouca ou nenhuma agradação), o mais provável é que os biséis superiores de progradação estejam associados a uma área de sem deposição. Contudo, não se pode excluir que eles tenha sido formados por erosão. Ao contrário, quando a configuração interna é sigmóide, isto é quando a agradação (deposição vertical) é reconhecida sismicamente, o mais provável é que os biséis superiores (ou somitais) de progradação costeiros marquem a ruptura costeira de inclinação das diferentes linhas cronostratigráficas, ou seja, que elas sublinhem uma mudança de fácies e, igualmente, de ambiente sedimentar. Nestas condições, é possível que uma pequena descida do nível do mar relativo tenha ocorrido, mas se ela ocorreu, ela foi, certamente, insuficiente para que as condições geológicas de nível alto (do mar) mudassem para condições de baixo nível, quer isto dizer, insuficiente para pôr o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. No autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Austrália, um intervalo regressivo e os biséis superiores de progradação costeiros são facilmente reconhecidos. O depósito dos sucessivos intervalos regressivo (praticamente sem agradação entre eles) fossilizou uma antiga plataforma continental (intervalo transgressivo subjacente). Isto quer dizer que ao nível dos ciclos sequência, a partir de um determinado momento a linha da costa coincidia, mais ou menos, com o rebordo continental, o que permite de dizer, pelo menos sismicamente, que a partir de um determinado momento a bacia deixou de ter uma plataforma continental (uma vez que se formou um rebordo continental (**) coincidente, mais ou menos com alinha da costa).

(*) O Mar de Tétis separava os pequenos supercontinentes de Gondwana e Laurasia, a quando da ruptura o supercontinente Pangeia. Este mar não nada a ver com o Mar Paleotétis que é o mar do Paleozóico situado entre o pequenos supercontinentes Gondwana e Euramérica, que começou a formar-se finais do Ordovícico, há cerca de 450 milhões de anos, substituindo o antigo oceano Prototétis e que desapareceu, nos finais do Triásico, há cerca de 200 milhões de anos, sendo substituído pelo Mar de Tétis.

(**) Ao nível de um ciclo sequência, o rebordo continental individualiza-se deste que uma plataforma continental se forma, isto é, desde que o intervalo transgressivo (IT) começa a depositar-se. Durante o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA), o rebordo da bacia é o rebordo continental. Os depósitos de nível baixo do mar fossilizam o talude continental do ciclo sequência precedente e, por isso, eles só podem definir um rebordo continental quando uma plataforma se forma por cima deles. Durante o depósito des cortejos sedimentares de nível baixo, como a bacia não tem plataforma, o rebordo da bacia é último rebordo continental do ciclo sequência anterior.

Bisel Superior de Progradação Marinho..................................................................................................Marine Toplap

Biseau supérieur de progradtion marin / Bisel superior de progradación marina / Bevel Marin-Superior Progradation, Bevel bis progradierender marine / 锥高达progradational海洋 / Морское кровельное прилегание / Bisello di progradazione marine

Bisel superior em ambientes sedimentares marinhos. Encontra-se em todos os cortejos sedimentares de um ciclo sequência, excepto, provavelmente, nos preenchimentos dos vales cavados (Pvc), os quais são coevos dos sedimentos superiores do prisma de nível baixo (PNA).

Ver: " Bisel de Progradação"
&
" Invasão Continental "
&
" Descida do Nível do Mar Relativo "

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), os biséis superiores marinhos estão Figura 91 (Bisel Superior de Progradação Marinho) - O offshore do Labrador (Canadá) corresponde à sobreposição de três tipos de bacias dada classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são: (i) Soco ou Cadeia de Montanhas Dobradas Aplanadas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte do Jurássico Tardio / Cretácico Inicial e (iii) Margem divergente de tipo Atlântico do Mesozóico / Cenozóico. As bacias de tipo rifte, que correspondem ao preenchimento de hemigrabens formados durante o alongamento do supercontinente Pangeia e, particularmente, do pequeno supercontinente Laurasia, estão separadas da margem divergente pela discordância de ruptura da litosfera. Na base da margem divergente de tipo Atlântico, a qual corresponde ao ciclo estratigráfico de invasão continental de 1a ordem pós-Pangeia, depositou-se uma espessa série vulcânica subaérea, que enfatiza o inicio do alastramento oceânico. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, os biséis superiores marinhos são, aqui, associados a um intervalo turbidítico. A natureza turbidítica de este intervalo foi corroborada pelos resultados de um poço de pesquisa petrolífera perfurado nos anos 70. Como ilustrado, a geometria interna do intervalo turbidítico (em amarelo) é progradante. Os biséis superiores podem ser interpretados como o resultado da sobreposição lateral de lóbulos turbidíticos. Por conseguinte, estes biséis superiores são, naturalmente, considerados como biséis superiores de progradação marinhos por sem depósito. Este tipo de geometria característico das progradações oblíquas, sem agradação, que se acomodam umas às outras, como as telhas num telhado de ripas, é, muitas vezes, característico dos lóbulos turbidíticos depositados na base dos taludes dos prismas de nível baixo (PNB), mas pode, também, encontrar-se nos prisma de nível alto (PNA). Estes depósitos turbidíticos não estão, provavelmente, associados com descidas significativas do nível do mar relativo, que deslocam para jusante e para baixo os biséis de agradação costeira e que põem o nível do mar relativo mais baixo do que o rebordo da bacia (*). Por outras palavras, eles não estão associados a discordâncias. Eles parecem estar associados com instabilidades da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, quando esta coincide ou está muito próxima do rebordo continental, isto é, quando a bacia não tem plataforma continental. Nestas condições (bacia sem plataforma continental), um pequena instabilidade na ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição pode desmoronar os depósitos costeiros que deslizam, por correntes de turbidez, directamente ao longo do talude continental. Isto pode, igualmente, ocorrer em condições geológicas de nível baixo do mar, durante o depósito do prisma de nível baixo, uma vez que o rebordo externo da planície costeira é, praticamente coincidente com a linha da costa, o que favoriza a formação de correntes turbidíticas, ao longo do talude do prisma de nível baixo (**) , durante as cheias dos rios. Os sedimentos costeiros são transportados para as partes profundas do talude continental onde se eles se depositam sob a forma de lóbulos submarinos desde que as correntes turbidíticas perdem a capacidade de os transportar. É evidente que a fácies (litologia mais fauna associada) de estes cones ou lóbulos turbidíticos é dependente da litologia dos depósitos costeiros. Por outro lado, como num contexto geológico de bacia sem plataforma, os depósitos costeiros são, a maioria das vezes, de natureza deltaica, estes lóbulos turbidíticos são rochas-reservatório potenciais que, por vezes, são muito ricas em areias provenientes da frente de delta. Para Emiliano Mutti, este tipo de depósitos turbidíticos pode também ser induzido por inundações ou cheias dos grandes rios, quer em condições geológicas de nível baixo ou nível alto, o que quer dizer, que o clima é um parâmetro importante que tem que ser tomado em linha de conta no desenvolvimento dos sistemas de deposição fluviodeltaicos.

(*) Ao nível hierárquico de um ciclo sequência, durante o depósito do grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA), o rebordo da bacia é o rebordo continental o qual que se individualiza, dentro do ciclo sequência, desde que uma plataforma continental se forma. Durante o depósito do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), com eles fossilizam o talude continental do ciclo sequência precedente, o rebordo da bacia é o último rebordo da bacia do ciclo sequência precedente.

(**) A expressão talude continental foi, aqui, evitada, uma vez que dentro de um ciclo sequência só se pode falar de talude continental desde que há formação de uma plataforma continental, isto é, a partir do início de deposição do intervalo transgressivo (IT). Os depósitos de nível baixo fossilizam, pouco a pouco, o talude continental do ciclo sequência precedente, sem formarem um novo rebordo continental. Da mesma maneira, como a plataforma continental, pode ser, totalmente, fossilizada durante o depósito da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, um novo talude se forma, uma vez que a linha da costa se torna o rebordo da bacia.

Bisel Superior de Progradação não Marinho.....................................................Non-Marine Toplap

Biseau supérieur de progradation non-marin / Bisel superior de progradación no-marino / Progradierender Keil überlegen nicht-marine, Non-marine toplap, Superior-Bevel nicht Marino Progradation /- 海洋顶超 / Неморское кровельное прилегание / Bisello superiore di progradazionale non-marine

Bisel superior em ambientes sedimentares não marinhos, ou seja, localizados a montante da ruptura costeira de superfície de deposição. A grande maioria dos geocientistas e, em particular, os especialistas da Estratigrafia Sequencial consideram que a linha de baía é o limite inferior (a jusante) dos depósitos fluviais. Os depósitos da planície costeira, localizados entre a linha de baía e a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que é, mais ou menos, a linha da costa, são, por vezes, considerados como não marinhos e não como fluviais, uma vez que eles podem ser influenciados pelas variações do nível do mar relativo. Os depósitos fluviais, propriamente ditos, na estratigrafia sequencial, localizam-se a montante da linha de baía, que enfatiza, a montante, o acunhamento do prisma costeiro de Posamentier e Vail (1992).

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

Figura 92 (Bisel Superior de Progradação não Marinho) - Quando os sistemas de deposição não marinha são inferidos nas linhas sísmicas, como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Golfo do México, as predições litológicas, a partir dos dados sísmicos, são possíveis, unicamente, sob certas condições. Isto é, particularmente, verdadeiro quando os sistemas de deposição não marinha estão sob a influência das variações do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado ao fundo do mar ou a base dos sedimentos, isto é, ao topo da crusta continental) isto é, onde a influência do eustatismo (*) ainda se faz sentir. Nos depósitos não marinhos, a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície deposição (que nas linhas sísmicas, tendo em conta a resolução sísmica corresponde, praticamente, à linha da costa) e a jusante da linha de baía (limite entre o ambiente fluvial e o parálico / deltaico), onde as variações do nível do mar relativo têm pouco influência na acomodação, as predições litológicas requerem uma boa compreensão dos sistemas de deposição. Segundo Posamentier e Vail (1988), a linha da baía, é o limite proximal do prisma costeiro, uma vez que eles assumem que um curso de água começa a depositar os sedimentos que ele transporta, desde que a corrente encontra um corpo de água, mais ou menos, imóvel, uma vez qua a sua velocidade diminui quase instantaneamente. Assim, para eles, a planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação e são os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa que constituem o chamado prisma costeiro (**), o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda. Nesta tentativa de interpretação do autotraço ilustrado na parte superior desta figura, a descontinuidade (colorida em vermelho), isto é, a incisão fluvial correlaciona, provavelmente, com uma superfície de erosão criada por uma descida do nível do mar relativo, que rompeu os perfis de equilíbrio provisório dos rios, o que os obrigou a cavar novos leitos para restabelecer novos perfis de equilíbrio provisório (teoricamente, um rio atinge o seu perfil de equilíbrio quando a sua energia permite que apenas os escoamento da águas, o que quer dizer que o seu poder erosivo é nulo). Por outras palavras, é possível que a incisão correlacione com uma discordância. Todavia, uma correlação (estabelecer uma relação) entre estes dois eventos não significa, necessariamente, que um é a causa do outro. Em estratigrafia sequencial, o “pastafarismo” (***) (facto de interpretar em termos de causa a efeito fenómenos que o acaso correlacionou) utilizado muitas vezes em climatologia é proibido. Nesta tentativa de interpretação, os sedimentos, que preenchem a incisão fluvial são, fundamentalmente, não marinhos. As variações do nível do mar relativo, não têm, provavelmente, nenhuma influência na deposição. Adoptando o modelo geológico de uma barra de meandro livre ou divagante, no qual as terminações superiores dos estratos são biséis superiores de progradação não marinhos (biséis por sem depósito), é possível prognosticar as litologias de certos intervalos. Os limites entre os tampões argilosos, também, não devem ser interpretados como discordâncias, uma vez que neste sistema de deposição, a erosão e deposição são sincrónicas e induzidas pelas variações da velocidade da corrente do rio e não pelas variações do nível do mar. Os tampões argilosos correspondem aos períodos de lago de meandro abandonado, durante os quais uma parte do lago é preenchida por decantação dos sedimentos argilosos, antes que o rio se escoasse, de novo, no leito inicial. Esta tentativa sugere que o escoamento das águas do rio mudou de trajectória, pelo menos, três vezes, antes que uma subida relativa do mar deslocasse a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (RpCISD) para o continente, o que permitiu o depósito de um intervalo transgressivo que fossilizou o vale cavado ilustrado nesta tentativa de interpretação.

(*) O eustatismo é a variação global do nível do mar, ou seja, as variações do nível do mar absoluto, o que quer dizer, as variações do nível do mar quando este é referenciado a um ponto fixo que, em geral, é o centro da Terra. A maioria dos geocientistas considera quatro tipos de eustatismo: (i) Glacioeustatismo (induzido variações da quantidade de gelo) ; (ii) Termoeustatismo (induzido variações da temperatura da água das bacias oceânicas) ; (iii) Tectonicoeustatismo (induzido pelas variações do volume das dorsais oceânicas) e (iv) Geoidaleustatismo (induzido variações dos reajustamentos isostáticos).

(**) O prisma costeiro, que tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação.

(***) F. Meynard, 2011- La Légende De L’Effet de Serre, Editions Favre, Lausanne. ISBN:978-2-8289-1158-4

Bisel Superior por Truncatura.................................................................................................................................Truncation Toplap

Biseau supérieur par truncature / Bisel superior por truncación / Trunkierung toplap, Bevel-Superior durch Truncation / 截断顶超 / Усеченное кровельное прилегание / Bisello superiore por troncatura erosiva

Bisel superior criado por uma superfície de erosão que, assim, está associado ao limite entre dois ciclos estratigráficos, isto é, a uma discordância, que pode ter sido reforçada pela tectónica (discordância angular). Este tipo de bisel encontra-se, principalmente, no prisma de nível alto (PNA) de um ciclo sequência (quando completo) ou no último cortejo sedimentar de um ciclo sequência incompleto.

Ver: " Bisel Superior de Progradação "
&
" Bisel Superior de Progradação Marinho "
&
" Discordância "

Figura 93 (Bisel Superior por Truncatura) - O onshore de Timan-Pechora (Rússia) corresponde a associação de uma bacia de antepaís e uma cadeia de montanhas dobradas da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). O encerramento do oceano Urálico (pequeno antigo oceano situado entre os continentes Sibéria e Báltica, que se formou no Ordovícico Tardio) ocorreu no Pérmico Inicial / Triásico Inicial. No norte da cintura dobrada, cavalgamentos com vergência Oeste produziram uma grande bacia de antepaís a Oeste da cadeia montanhosa. Em contraste, na extensão norte do orógeno, na cintura dobrada de Taymyr, os cavalgamentos têm uma vergência para SE. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste onshore, uma discordância, isto é, uma superfície de erosão, limitando dois intervalos sísmicos é bem individualizada não só pelos biséis de agradação do intervalo superior, mas também pelos biséis superiores por truncatura (erosão) do intervalo subjacente. Tome em linha de conta a escala horizontal deste autotraço afim de bem compreender a morfologia da superfícies sísmicas e das descontinuidades mecânicas (*) (falhas). Os biséis de agradação dos intervalos sobrejacentes à discordância caracterizam uma superfície sísmica (superfície de agradação) que sublinha a superfície de erosão, que uma descida significativa do nível do mar relativo criou (“causa debet praecedere effectum”, quer isto dizer, “não há efeito sem causa”). Os biséis superiores dos intervalos subjacentes à discordância sugerem, fortemente, que a discordância foi, mais tarde, reforçada pela tectónica (a tectónica pode reforçar uma discordância, mas não a pode criar sem a eustasia, a qual é responsável da ciclicidade da deposição). Embora o encurtamento principal dos sedimentos seja posterior à discordância (que está deformada), uma inclinação da bacia para Este, antes da formação da discordância, é sugerido pela obliquidade dos reflectores e biséis superiores. Estes biséis não são a consequência de uma ausência de deposição, mais sim de uma truncatura. Eles formaram-se pela acção da erosão, que corroeu e truncou as camadas sedimentares já depositadas. Um dos pontos mais importantes da análise estratigráfica é a determinação da idade das discordâncias. Nesta tentativa, a idade da discordância não pode ser determinada correctamente, uma vez que a linha sísmica original é muito curta. Tudo o que se pode dizer nesta tentativa, é, que a idade da discordância é anterior a certos intervalos (intervalos coloridos em verde escuro) e posterior outros (intervalos coloridos em castanho claro). Mas este tipo de datação é muito pouco precisa, visto que o intervalo de precisão é da ordem de vários milhões de anos, uma vez que, nesta área, o hiato entre os sedimentos inferiores e superiores à discordância é muito grande. A idade de uma discordância corresponde a idade da descida do nível do mar relativo, a qual pode ser determinada pela idade dos cones submarinos de bacia (CSB) associados. A idade de uma discordância corresponde ao hiato mínimo entre os dois ciclos estratigráficos que ela separa, os quais, geralmente, são ciclos sequência. Um tal tal hiato é observado nas partes profundas bacia onde os ciclos sequência são limitados, em água profunda, pela paraconformidade correlativa da discordância. A idade dos cones submarinos de bacia depositados, imediatamente, acima dessa paraconformidade correlativa, corresponde, grosso modo, à idade da discordância que os induziu, uma vez que, geologicamente, o tempo de deposição dos cones submarinos é considerado instantâneo. Assim, a idade da camada pelágica (nível E na sequência de Bouma (**)) que fossiliza a primeira camada turbidítica, dá, praticamente, a idade da discordância. A razão pela qual os geocientistas utilizam a primeira camada pelágica e não a primeira camada turbidítica é que toda a fauna e flora das camadas turbidíticas é transportada, o que não é o caso nas camadas pelágicas.

(*) A teoria do falhamento de Anderson sugere que no campo ou numa linha sísmica à escala 1:1, a inclinação dos planos de falha (superfícies de descontinuidades mecânicas) é de, mais ou menos, 30° nas falhas normais de, mais oi menos, 60° para as falhas inversas e de, mis ou menos, 90° para as falhas de deslizamento. Isto quer dizer, entre outras coisas, que não há falhas normais verticais. Contudo, nas linhas sísmica muito comprimidas (escala horizontal muito grande), como é o caso nesta tentativa de interpretação, os planos das falhas normais são quase verticais.

(**) Nos cones submarinos de bacia a deposição do material transportado pelas correntes turbidíticas efectua-se segundo a sequência de Bouma, a qual, quando completa é composta, de baixo para cima, por 5 níveis: (Nível A) Areia compacta, com base bem definida e topo passando gradualmente ao nível seguinte ; (Nível B) Areia estruturada em lâminas paralelas ; (Nível C) Areia afectada por estruturas sedimentares onduladas ; (Nível D) Silte e argila depositados em lâminas paralelas e (Nível E) argilitos correspondentes a uma acumulação calma e lenta independente da corrente de turbidez.

Biselamento (acunhamento).................................................................................................................................................................................................................Lapout

Biseautage (biselamento) / Biselamiento (acuñamiento) / Verkeilen, Bevel (bisellement) /  楔入 / Седиментационное выклинивание пластов / Incuneamento

Terminação lateral de um estrato ou reflector sísmico nos seus limites de deposição. O biselamento associado ao limite superior de um ciclo estratigráfico pode ser sublinhado por um bisel superior (de progradação) ou por um bisel de agradação (do ciclo sobrejacente), enquanto que o associado ao limite inferior pode ser sublinhado por um bisel de progradação ou por um bisel de agradação distal. Sinónimo de Acunhamento.

Ver: " Acunhamento "
&
Bisel de Agradação "
&
" Invasão Continental "

Figura 94 (Biselamento) - O offshore Este do Brazil corresponde à sobreposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). De baixo para cima, elas são: (i) Soco ou cintura dobrada e aplanada do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte do Jurássico Tardio / Cretácico Inicial ; (iii) Margem divergente de tipo Atlântico de idade Mesozóico / Cenozóico. As bacias de tipo rifte formaram-se durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana antes da ruptura da litosfera. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore de Campos (offshore do Brasil), vários tipos de biselamento são visíveis. Dentro de um ciclo sequência, depositado durante um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 My e 3-5 My, relação ao limite inferior, os biséis da base podem ser de agradação ou de progradação. Em relação ao limite superior, os biséis, isto é, as terminações dos estratos ou reflectores podem ser: (a) Biséis Superiores por Truncatura (erosão) ou (b) Biséis Superiores por sem Deposição ou simplesmente Biséis Superiores quando é difícil, ou impossível, decidir se houve erosão ou não. Nesta tentativa de interpretação geológica, todos os tipos de terminações dos reflectores são, claramente, visíveis, assim como as superfícies sísmicas associadas (*) : (i) Biséis de Agradação ; (ii) Biséis de Progradação ; (iii) Biséis Superiores por truncatura ; (iv) Biséis Superiores por sem deposição ; (v) Superfície dos Biséis de Agradação ; (vi) Superfície dos Biséis de Progradação ; (vii) Superfície dos Biséis Superiores, etc. Esta tentativa de interpretação geológica, que é muito diferente da interpretação geológica feita nos anos 80, é, muitas vezes, utilizada para ilustrar a importância do acaso (serendipidade) na pesquisa do petróleo. Na realidade, embora os geocientistas da Petrobrás (companhia petrolífera brasileira), digam, actualmente, o contrário, é evidente para todos os outros, que o objectivo do primeiro poço de pesquisa localizado na linha sísmica desta tentativa, era a carapaça de tartaruga (estrutura antiforma criada pelo escoamento do horizonte salífero) visível na parte inferior direita acima da cicatriz salífera (sutura salífera) do intervalo verde. Simplesmente, e como toda a gente sabe, quando se faz um poço de pesquisa petrolífera, numa bacia sedimentar pouco afectada pela tectónica, para se chegar aos sedimentos do Cretácico (idade dos sedimentos que formam a antiforma, e não um anticlinal, salífero, isto é a carapaça de tartaruga), tem que se atravessar os sedimentos do Cenozóico, se estes se depositaram e não foram erodidos, o que é o caso aqui ilustrado. Com efeito, quando em meados de Janeiro de 1985 o poço de pesquisa (RJS219A) atingiu o intervalo subjacente às grandes progradações do talude continental, isto é, o intervalo colorido em amarelo (que nem tinha sido interpretado) e que é caracterizado por reflectores internos, mais ou menos, paralelos e sub-horizontais (hoje considerado como um conjunto de cones submarinos de bacia), "Bingo", petróleo. Foi assim, que a Petrobrás descobriu o campo de Marlin, cujas reservas recuperáveis originais avizinhavam os 4 Gb e, foi por isso, que o meu lamentado amigo e colega Celso Ponte que me disse pela primeira vez : (sic) “você não esqueça, Carlos, Deus é brasileiro". Exemplos deste tipo foram, também, muito frequente na pesquisa do petróleo no Mar do Norte, assim como no offshore de Angola. Lembremos que no offshore profundo de Angola, a primeira descoberta feita pela companhia Elf (Girassol), assim como a descoberta de Kuito (Chevron, Total) são, como a descoberta de Marlin, magníficos exemplos de serendipidade (**)(certos geocientistas vão, certamente, dizer o contrário, esquecendo-se que um doa autores deste glossário fazia parte da equipa de pesquisa de uma das descobertas). É interessante notar que nesta tentativa, unicamente, a margem divergente está representada, a qual, em termos estratigráficos, pode ser dividida em dois intervalos separados pelo horizonte evaporítico ou pela desarmonia tectónica que ele criou: (i) Intervalo suprassalífero e (ii) Intervalos infrassalífero. Todavia o limite entre estes dois intervalos não corresponde a uma discordância, isto é, a uma superfície de erosão.do Norte.

(*) Superfícies determinadas pelas terminações dos reflectores sísmicos, as quais, na maior parte dos casos, não são enfatizadas por reflectores. As superfícies basais das progradações e as superfícies de agradação são exemplos de superfícies sísmicas.

(**) A palavra Serendipidade deriva do termo inglês “Serendipity”, criado pelo escritor britânico Horace Walpole em1754, a partir do conto persa infantil Os três príncipes de Serendip. Esta história de Walpole conta as aventuras de três príncipes do Ceilão, actual Sri Lanka que viviam fazendo descobertas inesperadas, cujos resultados eles não estavam procurando realmente. Graças à capacidade deles de observação e sagacidade, descobriam “acidentalmente” a solução para dilemas impensados. Esta característica tornava-os especiais e importantes, não apenas por terem um dom especial, mas por terem a mente aberta para as múltiplas possibilidades. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Serendipidade)

Bordo da Plataforma Profunda (cintura carbonatada).........................................................................Deep Shelf Margin

Bord de la plate-forme profonde (ceinture carbonatée) / Borde de plataforma profunda (faja carbonatica) / Tief Schelfrand, Bahnsteigkante tief / 深陆架边缘 / Обрыв шельфа / Shelf margin profonda, Piattaforma bordo profondo

Ambiente sedimentar de uma cintura carbonatada localizado entre a plataforma de mar aberto e o talude externo. Ele é caracterizado por: (i) Um contexto geológico ; (ii) Um determinado tipo de sedimentos e (ii) 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 "
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" Recife "
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" Deposição (carbonatos) "

Figura 95 (Bordo da Plataforma Profunda) - O contexto geológico de este ambiente carbonato de uma cintura carbonatada (plataforma aureolada submarina ou intermareal cuja elevação é mantida pelo depósito activo de carbonato de água pouco profunda) é debaixo da acção das ondas (mar calmo) podendo, no entanto, ser atingindo pelas ondas de tempestade. Este ambiente sedimentar está dentro, ou ligeiramente debaixo, da zona eufótica (zona com luz do sol suficiente para que a fotossíntese possa ocorrer, quer isto dizer, entre o nível do mar e uma profundidade em que a luz do sol é cerca de 1% da luz em superfície). Este ambiente sedimentar forma superfícies, mais ou menos, planas entre a plataforma activa (onde as construções orgânicas são preponderantes) e a bacia. Neste contexto, o termo bacia pode não corresponder à unidade morfológica a jusante do talude continental. Os sedimentos, que se depositam neste ambiente são, principalmente, carbonatos: (i) Wackstones, ou seja, carbonatos que contém mais de 10% de grãos com diâmetro superior a 20 x 10-6 metros ( 20 mícrons ou 20 micra) ; (ii) Bioclásticos, isto é, calcários formados, principalmente, por fragmentos de rochas pré-existentes e (iii) Grainstones, que são calcários formados por grãos, praticamente, sem matriz (< 1% de material com diâmetro inferior a 20 mícrons). Estes calcários são, em geral, bem estratificados e com muita bioturbação (processo pelo qual as partículas sedimentares são deslocadas e misturadas pela fauna e flora bêntica). A presença de conchas diversas sugere condições normais marinhas. A presença de plâncton (conjunto de plantas e animais microscópicos que vivem em suspensão na água e que está na base de muitas cadeias alimentares) é mínima. Escoamentos de lama calcária e turbiditos finamente laminados são muito frequentes, assim como pequenas anomalias monticulares na base do talude dos edifícios carbonatados. As principais microfácies que se observam neste ambiente são: (i) Calcissiltitos microbioclásticos (calcários formados, basicamente, por partículas de calcite detrítica do tamanho do silte) ; (ii) Micrite pelágica (matriz cristalina semiopaca dos calcários formada por cristais com dimensões inferiores a 4 mícrons) e (iii) Microbrechas bioclásticas (calcário formado por bioclastos muito pequenos e mal calibrados). Os outros ambientes encontrados numa cintura carbonatada são: (i) Bacia ; (ii) Plataforma de Mar Aberto ; (iii) Talude Externo ; (iv) Recifes do Bordo da Plataforma ; (v) Zona de Deflação das Areias carbonatadas ; (vi) Laguna de Plataforma com Circulação Aberta ; (vii) Plataforma de Circulação Restrita Planície de Maré ; (ix) Evaporitos em Sabkhas Salinas. A bacia e a plataforma de mar aberto formam cinturas largas, assim como a laguna de plataforma com circulação aberta, a plataforma de circulação restrita e planície de maré e os evaporitos em sabkhas salinas, enquanto os outros formam cinturas muito estreitas. Lembremos que num modelo, mais ou menos, esquemático de uma plataforma carbonata isolada, a geometria dos cortejos sedimentares que a formam pode variar de maneira significativa. Assim, dentro de uma ciclo sequência, a quando da formação da 1a superfície transgressiva (primeira ingressão marinha, que inicia o depósito do intervalo transgressivo), no seguimento de uma subida do nível do mar relativo (nível do mar que resulta da acção combinada do nível do mar eustático ou absoluto, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), os pontos mais altos da topografia pré-existente são inundada, e a produção de carbonato é iniciada. Se a cada uma das ingressões marinhas seguintes (em aceleração e sem descida do nível do mar relativo entre elas), o espaço disponível criado é preenchido, uma vez que a produção de carbonato compensa o aumento de acomodação, forma-se uma margem carbonatada agradante, que muitos geocientistas denominam margem de carbonatos de compensação. Desde que o nível do mar relativo começa a subir em desaceleração (depois da superfície de inundação máxima), os cortejos sedimentares de nível alto que formam o prisma de nível alto começam a depositar-se. Todavia, como a produção de carbonato, normalmente, excede a taxa de criação do espaço disponível, o material carbonatado é derramado para fora da plataforma carbonatada agradante (carbonatos de compensação), depositando-se sob a forma de progradações carbonatadas (talude). Nesta caso, muitos geocientistas dizem que a plataforma é constituída por carbonates de recuperação. Quando subida do nível do mar relativo põe a plataforma carbonatada debaixo da zona fótica, a produção de carbonato cessa e a plataforma carbonatada morre por afogamento, podendo, mais tarde ser fossilizada por biséis de agradação ou de progradação de siliciclastos de água profunda.