Cabedelo(restinga).............................................................................................................................................................................................................................................................Spit

Flèche / Restinga / Haken / 细雨, 箭头 / Стрела, коса (длинная отмель) / Lingua di terra

Cordão litoral com uma extremidade livre, chamada a ponta da restinga, e a outra apoiada na costa. Um cabedelo, forma-se, muitas vezes, pelo crescimento das cristas prélitorais e / ou dos bancos de areia dos estuários e deltas por acção das correntes de deriva e de maré. Sinónimo de Restinga

Ver « Linha da Costa »
&
« Praia »
&
« Nível Médio das Águas do Mar »

Figura 96 (Cabedelo, restinga) - Tendo em consideração os resultados dos processos endógenos (processos que se realizam no interior do planeta Terra) e exógenos (processos que utilizam a energia proveniente do exterior da Terra, basicamente a energia solar que actua direta ou indiretamente sobre a superfície da crusta) que afectam a formação da costa (zona limite entre a terra e o mar que se encontra permanentemente, submetida aos agentes erosivos), esta podem classificar-se em : (i) Costas Alcantiladas com falésias abruptas ; (ii) Costas Planas que têm uma pendente suave e (iii) Costas de Equilíbrio, formadas por deslocamentos da costa inicial. Nas costas em equilíbrio, à frente da desembocadura de um rio com estuário, a descarga dos sedimentos, mais ou menos, grosseiros, quando afectada pelos movimentos, por vezes, contraditórios da corrente fluvial e correntes marinhas, pode construir (se a plataforma continental é pouco inclinada), um cordão litoral ou restinga ("lido" em italiano, "nehrung" em alemão e "barrier-island" em inglês). Certos geocientistas definem um cabedelo ou restinga como um tal cordão ou muralha de areia que se constrói durante um intervalo de tempo, relativamente, longo, à escala humana, e que desempenha um papel morfológico importante. Provavelmente, o termo cabedelo vem do nome do município localizado no estado da Paraíba (Brasil), o qual tem uma uma forma singular, com 18 km de comprimento por 3 km de largura, o que quer dizer, que quase toda a população (cerca de 500 000 mil pessoas) vivem numa restinga. Na realidade, uma restinga pode ser considerada como um cordão litoral com uma extremidade livre, isto é, com a ponta. A outra extremidade é apoiada contra a costa. Em geral, uma restinga forma-se pelo crescimento das cristas pré-litorais (*) e / ou dos bancos de areia dos estuários e deltas, por acção das correntes de deriva e de maré. A ponta da restinga pode ter formas muito variadas, as quais traduzem a resultante vectorial das correntes. Todavia, em geral, a ponta tem uma forma arredondada em báculo (ou barbela) devido a difração das ondas, como ilustrado nesta figura. Quando há erosão na base (ou no corpo da restinga) a ponta migra formando várias barbelas. Quando duas restingas convergem em V, elas delimitam uma laguna ou um pântano de forma triangular. Quando uma restinga se desenvolve no prolongamento de uma ilha, como uma língua de areia ou calhau diz-se que a restinga é em forma de cauda de cometa (Moreira, 1984). Nesta figura está ilustrada uma das restingas que caracterizam a linha da costa do Quebeque (Canadá), que se formam enfrente da desembocadura dos rios (neste caso de um pequeno rio que desagua no grande rio de São Lourenço). Este tipo de restingas representa, aproximadamente, 5% da costa do Quebeque. Estas restingas correspondem a acumulações de areia conectadas à linha da costa. De um modo geral, pode dizer-se que elas são alongadas, mais ou menos, paralelas à linha da costa e com uma ponta solta, o que quer dizer, que ela não está ligada com a extremidade oposta. Contudo, em certas plataformas rochosas compostas por cascalho, as restingas podem orientam-se perpendicularmente à linha de costa. Para os geocientistas portugueses e angolanos, falar de restingas ou cabedelos e não fazer referência a restinga de Luanda e à “ilha de Mussulo”, que não é uma ilha, mas uma magnífica restinga, teria pouco sentido. Da mesma maneira, entre outras podem citar-se : (i) A restinga de Dungeness, no estado de Washington (USA) ; (ii) A restinga da Ponta de Ouro (Zlatni Rat) no mar Adriático (Croácia) ; (iii) A restinga de Olu Deniz na Turquia ; (iv) A restinga de Farewell, na Baía de Ouro na Nova Zelândia e, obviamente, (v) A restinga da praia de Curlândia, na Lituânia, que a UNESCO designou como Património Mundial em 2000, qual embora seja, normalmente, considerada como uma da restinga Lituânia, também faz parte à região de Caliningrado (**) (Rússia). A área mais conhecida desta restinga (com apenas 2 km de largura e 98 km de comprimento,) é, indiscutivelmente, a praia de Nida, que, no verão, é um dos locais favoritos, se podem ver vestígios arquitectónicos e culturais da antiga tribo Kursiai que viveu na Restinga de Neringa (nome local) e que alimentou um certo número do contos de fadas e misticismo ao longo dos séculos ao povo lituano.

(*) No limite externo da superfície da praia-baixa (terraço-da-maré-baixa) podem formar-se ondulações de grande amplitude, que podem atingir 1 metro, constituindo o que os geocientistas chamam cristas pré-litorais e as cavas pré-litorais ou caneiros.

(**) Capital da província russa homónima, enclave russo entre a Polónia e a Lituânia, à beira do Mar Báltico. Famosa por ter tido entre os seus habitantes o filósofo Immanuel Kant, e pelo célebre pelo problema das sete pontes de Caliningrado, que Euler resolveu em 1736.

Cadeia de Montanhas (ciclo de Wilson).........................................................................................................................................................Fold Belt

Chaîne de montagnes / Cadena de montañas (Ciclo de Wilson) / Gebirgskette (Wilson-Zyklus) / 山脉 / Горный хребет / Catene montuose /

Cadeia de montanhas formada durante um ciclo de Wilson, cujas fases tectónicoestratigráficas são: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (riftização), a qual induz a formação de bacias do tipo rifte (em geral demigrabens com vergência oposta de cada lado da anomalia térmica) ; (3) Ruptura da Litosfera, com criação de nova crusta oceânica e formação de duas margens divergentes ; (4) Expansão Oceânica que, pouco a pouco, transforma as margens jovens em margens velhas devido ao arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica ; (5) Subducção, com efeito desde que a densidade da crusta oceânica é muito grande, ela parte-se em duas porções e uma delas entra em subducção (mergulha sob a outra) criando uma margem convergente, com formação de um arco vulcânico e levantamento de uma cadeia de montanhas na placa litosférica cavalgante ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico com formação de uma cadeia de montanhas ; (7) Peneplanização e nova subducção da crusta oceânica com a margem gémea criando outra margem convergente ; (8) Colisão Continente / Continente e fecho do oceano criado entre as duas margens divergentes iniciais e (9) Novo cratão continental estável.

Ver «Ciclo de Wilson»

Calota Glaciária...............................................................................................................................................................................................................................Glacial cap

Calotte glaciaire / Calota glaciária / Eiskappe / 冰川帽 / Ледниковая шапка / Calotta glaciale /

Massa de gelo que cobre menos de 50 000 km² da superfície terrestre (normalmente cobrindo uma região montanhosa). Uma massa de gelo que cobre mais de 50000 km2 é um manto de gelo. Ao contrário de um mar de gelo (gelo flutuante, que quando derrete contribui a uma descida do nível do mar absoluto ou eustático, uma vez que o gelo é menos denso que a água) o derretimento, total ou parcialmente, de uma calota glaciária induz uma subida do nível do mar absoluto. A calota glaciária da Antárctica, que começou a derreter há cerca de 19 000 anos, contribuiu, certamente, e de maneira significativa, à subida do nível do mar eustático durante o Holocénico (o rebordo desta calota encontra-se, actualmente, a cerca de 450 quilómetros do rebordo inicial).

Ver «Glacioeustasia»

Camada................................................................................................................................................................................................................................................................Bed, Strate

Couche / Camada (estrato) / Stratum, Schicht / 层 / Слой (пласт) / Strato, Letto, Fondo

Horizonte ou intervalo sedimentar com uma de espessura maior ou igual a 1,0 cm. A mais pequena divisão de uma formação geológica definida por planos de estratificação que a separam, abaixo e acima, da camada subjacente e sobrejacente. Este termo que é, geralmente, aplicado aos estratos sedimentares, pode também ser utilizado às escoadas vulcânicas ou aos horizontes de cinzas vulcânicas. Na estratigrafia sequencial, feita a partir dos dados sísmicos (sismoestratigrafia), os reflectores, que são linhas cronoestratigráficas, não correspondem a simples camadas sedimentares, mas às interfaces entre conjuntos de camadas com características físicas diferentes (e.g., impedância acústica).

Ver: " Estrato "
&
" Acomodação "
&
" Estratigrafia "

Figura 97 (Camada) - Como ilustrado nestas fotografias, as camadas sedimentares e planos de estratificação são óbvias nas falésias que formam parte do litoral de Portugal, assim como nas vertentes do vale do Ródano, particularmente, a Este da cidade de Sion, na região de Loesch. Os sedimentos, quer eles sejam clásticos ou precipitados depositam-se, quase sempre, em níveis, mais ou menos paralelos, que se chamam camadas ou estratos. Quando a espessura das camadas é da ordem dos centímetros, os geocientistas chamam-lhe lâmina. Quando as camadas são muito espessas, certos geocientistas, chamam-lhe bancos. A estratificação resulta da tendência que a água e vento têm de espalhar, sobre grandes distâncias, sedimentos semelhantes em capas, relativamente, finas durante períodos de tempo com condições ambientais, relativamente, análogas. Quando as condições ambientais mudam no sítio de deposição, várias coisas podem acontecer: (i) Diferentes sedimentos podem depositar-se no topo da camada anterior ; (ii) Pode haver um período durante o qual nenhum sedimento se deposita ; (iii) O nível original pode ser erodido. Em todos estes casos, devido ao ambiente de deposição comum, os sedimentos tendem a ser muito mais similares dentro das camadas do que entre elas. Embora os sedimentos tendam a ser mais semelhantes dentro de uma camada do que entre elas, a continuidade lateral tem limites finitos. Uma determinada camada poder ser fina e acunhar-se, lateralmente, sem deixar nenhum registo do tempo de deposição na área de acunhamento. O tipo de sedimento que caracteriza uma determinado nível pode mudar, lateralmente, para outro tipo dentro da mesma camada, o que sugere que o ambiente de deposição mudou de maneira gradual. Determinadas combinações de ambientes de deposição promovem descontinuidades abruptas dos horizontes sedimentares de tipo semelhante. As areias e rochas argilosas depositados por um rio, são, por vezes, muito descontinuas devido às repetidas canalizações e inundações. Outros ambientes sedimentares induzem níveis mais contínuos, como as rochas argilosas pelágicas, nas parte mais profundas das bacias, isto é, na base do talude ou na planície abissal. As superfícies de estratificação representam um hiato, relativamente, pequeno. Se o hiato for maior, a superfície corresponde a uma discordância (superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Todas as discordâncias têm um hiato mínimo em qualquer parte. O hiato mínimo é na base do talude continental. É este hiato mínimo (sublinhado pelo o depósito dos cones submarinos de bacia) que dá a idade da discordância (descida do nível do mar relativo, ou seja do nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser o fundo do mar ou o topo da crusta continental) entre dois ciclos estratigráficos. Como ilustrado nestas fotografia, muitas vezes, sistemas de fractura, por vezes ortogonais, são visíveis nos planos de estratificação. Sobre este assunto é interessante notar que o século XVI, Niels Steensen (1669) reconheceu que as rochas sedimentares eram: (i) Formadas de camadas ou estratos ; (ii) Sobreposta umas às outras na ordem que se acumularam ; (iii) Mais ou menos, horizontais no momento de deposição ; (iv) Em continuidade lateral até se biselarem na margem da bacia de deposição. Steno, como Niels Steensen era conhecido na Corte dos Medicis, fez avançou estas conjecturas geológicas no livro "De solido intra solidum naturaliter contento dissertationis prodromus". Ele utilizou a estratificação para mapear e interpretar as rochas sedimentares. Como resultado, Jean-Etienne Guettard usou as camadas, como fizeram, Georges Cuvier, na carta que ele fez da França, e William Smith (1815) quando este mapeou os estratos sedimentares da Inglaterra com base da litologia, rupturas erosivas, e na sequência do conteúdo de fóssil das camadas. Sem dúvida, o reconhecimento das camadas deve ter tido uma origem mais antiga, uma vez que já no século V antes de Cristo, os contemporâneos de Pitágoras estavam conscientes do acúmulo em camadas dos sedimento encontrados nas porções expostas da crosta terrestre (Lyell, 1830). McKee e Weir (1953) definiram uma camada como um corpo de rocha tridimensional, que se pode mapear, lateralmente, de composição física, química, mineralógica e biológica, relativamente, uniforme e distinguível da rocha acima e abaixo dele. Este geocientistas, consideram, também, que uma camada de 1 cm de espessura é muito fina e que uma camada de 1m é considerada como muito espessa, o que quer, que nas linhas sísmicas, unicamente, grupos de camadas podem, eventualmente, se pôr em evidência.

Camada Basal (de um delta).................................................................................................................................................................................Bottomset Bed

Couche de base / Estrato basal / Bondenschichten / 底积床 / Базальный слой / Strato basale (delta)

Camada ou grupo de camadas sub-horizontais a jusante, mas na continuação natural, do talude deltaico (camadas inclinadas). Intercalados nas camadas de base de um delta encontram-se, por vezes, lóbulos de areia de origem turbidítica (turbiditos proximais). Por vezes, chamada Camada Inferior de um Delta.

Ver: " Delta "
&
" Camada Frontal (de um delta) "
&
" Camada Superficial (de um delta)"

Figura 98 (Camada basal, de um delta) - Como ilustrado no esquema geológico desta figura, a espessura de um delta varia, mais ou menos, entre 10 e 60 metros. Quando certas pessoas, mesmo certos geocientistas, dizem, por exemplo, que o delta do Níger tem mais de 4 000 metros de espessura, elas estão a confundir um delta com um edifício deltaico. É a mesma coisa que confundir a altura de um apartamento (delta), em geral, cerca de 2,40 metros de altura, com a altura total do prédio (edifício deltaico). Um delta é um cortejo sedimentar (associação lateral de sistemas de deposição, isto é, de litologias com uma fauna, mais ou menos característica, síncronos e geneticamente associados) formado por três sistemas de deposição, quer isto dizer, que se um sistema desaparecer, geralmente, os outros dois também desaparecem. De montante para jusante, os sistemas de depósito que compõem um delta são: (i) Siltitos, areias e rochas argilosas da planície deltaica e as areias de frente de delta e (ii) Rochas argilosas e sedimentos muito argilosos do prodelta e (iii) Argilitos e, em certos casos particulares, areias (turbiditos proximais) da base do talude deltaico, isto é, na base do prodelta. Tudo isto quer dizer, que num delta, as linhas cronostratigráficas têm, em geral, uma geometria sigmóide. Os sedimentos da planície deltaica depositam-se no sector subhorizontal superior (a montante do talude deltaico) e são, muitas vezes, designados como camadas superiores do delta. Os sedimentos da frente de delta depositam-se junto a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, praticamente, no topo do talude deltaico e são considerados como fazendo parte das camadas superiores. Os sedimentos do prodelta depositam-se no sector inclinado (para jusante), isto é, no talude deltaico, e são, por vezes, designados como camadas inclinadas do delta. Os sedimentos distais do prodelta e os turbiditos proximais depositam-se no sector subhorizontal inferior (a jusante do sector inclinado) e são consideradas como camadas inferiores do delta. Como um delta é um corpo sedimentar progradante, que se deposita durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de uma ingressão marinha (deslocamento para o continente (*) da linha da costa que é, mais ou menos, coincidente com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) as camadas inferiores são muito ricas em argila e, geralmente, correspondem a uma sucessão vertical argilitos. Como dito antes, horizontes arenosos, de origem turbidítica (turbiditos distais de Shell), podem intercalar-se nos argilitos das camadas inferiores, todas as vezes que a frente de delta se desmorona, talude abaixo, devido a um aumento excessivo do declive do talude (desde que o ângulo crítico, que é função da lâmina de água é atingido e que o delta não pode mais progradar). Uma geometria progradante (quando a ruptura costeira de inclinação superfície de deposição se desloca para jusante e para cima) implica uma granulometria granocrescente para cima e uma espessura das camadas estratocrescente para cima, isto é, uma granulometria granocrescente para cima. De uma maneira geral, numa superfície de deposição deltaica, três segmentos se podem por em evidência: (i) Segmento horizontal superior (camadas superiores) ; (ii) Segmento inclinado (camadas inclinadas) e (iii) Segmento horizontal inferior (camadas inferiores). Segundo a lei de Walther, em continuidade de sedimentação, estes três segmentos se sucedem, não só, lateralmente (i, ii, iii), mas também verticalmente (iii, ii, i). O que, normalmente, se chama a camada basal de um delta corresponde ao conjunto das rochas que formam o segmento inferior (iii), que como ilustrado, na ausência de turbiditos proximais corresponde a um conjunto de rochas argilosas compactas com níveis de siderite (espécie mineral composta de carbonato de ferro FeCO3 com traços de Mg, Mn, Ca, Co, Zn), fósseis e bioturbação (processo de construção de estruturas sedimentares de origem biológica, como buracos de caranguejos, acumulações arenículas, marcas de patas, etc. que são características de ambientes específicos, perturbando a estrutura sedimentar a que se sobrepõem).

(*) Todas as vezes que a lâmina de água de uma plataforma continental é inferior à resolução sísmica, é evidente que o geocientista encarregado da interpretação dos dados sísmicos, naturalmente, considera que a bacia não tem plataforma continental, quer isto dizer, que a linha da costa, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição e o rebordo continental são coincidentes. Além disso, não se pode falar de rebordo da bacia, uma vez que não havendo plataforma continental, é o rebordo continental que funciona como rebordo da bacia,

Camada Frontal (de um delta)............................................................................................................................................................................Foreset Bed

Couche frontal / Estrato frontal / Geneigte Scinten / 前积床 / Передовой пласт (дельты) / Strato frontale (delta)

Camada ou grupo de camadas inclinadas dos sedimentos deltaicos depositadas na margem progradante de um delta. Numa duna de areia, as camadas depositadas na face de deslizamento (vertente protegida do vento, sotavento) são também chamadas camadas frontais (de uma duna). Sinónimo de Camadas inclinadas de um delta (talude deltaico).

Ver: "Delta”
&
“ Camada Basal (de um delta) ”
&
“ Camada Superficial (de um delta) ”

Figura 99 (Camada frontal ou Inclinada, de um delta) - Num ambiente sedimentar deltaico, os sedimentos, transportados pelos canais distributivos, depositam-se segundo uma arquitectura progradante. Os mais grosseiros são os primeiros a depositarem-se e formam uma série de camadas subhorizontais chamadas “Superiores Superiores”. As camadas inclinadas são chamadas “Camadas Frontais” ou, simplesmente, “Camadas Inclinadas”. O material mais fino, quer no mar quer num lago, é transportado mais longe e deposita-se em camadas, mais ou menos horizontais, designadas como “Camadas Basais ou Camadas de Base” (ver figura anterior). Pode haver delta sem camadas superiores assim como pode haver deltas sem inferiores. Todavia, a presença das camadas frontais é obrigatória, uma vez que um delta, por definição, tem que progradar. A agradação não e imprescindível. À medida que um delta avança num corpo de água, a corrente estende os seus canais distributivos para a bordadura externa do delta. Quando tal sucede, as camadas frontais (inclinadas para o mar) são cobertas pelas “Camadas Superiores” subhorizontais, as quais são formadas por sedimentos, principalmente, arenosos. Num delta, as linhas cronostratigráficas (mais ou menos, os planos de estratificação) podem ter uma geometria sigmóide ou oblíqua. No primeiro caso, há agradação (“upbuilding” dos geocientistas anglo-saxões) e igualmente acreção lateral (“outbuiding” dos geocientistas anglo-saxões), o que quer dizer que as camadas superiores, frontais e da base são bem individualizadas, não só no campo, mais igualmente nas linhas sísmicas, quando a resolução sísmica o permite. No segundo caso, há, unicamente, deposição lateral (“outbuilding”), quer isto dizer que as camadas frontais estão presentes e, por vezes, em associação com as camadas da base. Estas duas geometrias correspondem a mecanismos de deposição muito diferentes. Quando a geometria é sigmóide, houve agradação e progradação da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa), o que implica uma subida do nível do mar relativo, isto é, um aumento do espaço disponível (acomodação) para os sedimentos. Quando a geometria é oblíqua, só houve progradação da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, o que necessita um acarreio terrígeno importante, mas não uma subida significativa do nível do mar relativo do nível. Neste caso, pode dizer-se não há aumento de acomodação (resultado da acção combinada da eustasia (*) mais tectónica), os sedimentos transportados para a ruptura costeira da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) são obrigados a depositar-se como camadas frontais, no talude deltaico, porque é aí que existe espaço disponível para que os sedimentos. Pode, igualmente, dizer-se que neste caso, a taxa de criação de espaço disponível é inferior a taxa de sedimentação Uma geometria oblíqua (sem agradação) pode ser também o resultado de uma erosão das camadas superiores. Quando um geocientista diz que quando há uma subida relativa do nível do mar (ingressão marinha) há deposição, ele comete mais do que um pequeno erro de linguagem. Os sedimentos (paraciclos sequência) depositam-se, principalmente, durante o período de estabilidade relativa do nível do mar que ocorre depois de cada acréscimo da subida do nível relativa do mar (**) (conjunto de paraciclo eustático). As subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas que podem ser em aceleração, isto é, cada vez mais importantes ou em desaceleração, ou seja, cada vez mais pequenas) produzem, unicamente, uma pequena superfície de ravinamento sobre os sedimentos já depositados (topografia pré-existente) e cria, espaço disponível para os sedimentos, o qual é preenchido, durante a fase de estabilidade do nível do mar relativo, total ou parcialmente, função do acarreio sedimentar, formando, assim, o que se chama um paraciclo sequência. É interessante notar a diferença entre um cortejo sedimentar deltaico (associação lateral de vários sistemas de deposição síncronos e geneticamente associados) com progradação de cortejos sedimentares. Aquilo a que muito geocientistas chamam cortejo sedimentar é, muitas vezes, um conjunto progradante ou retrogradante de cortejos sedimentares. Dentro de um ciclo sequência, dois grupos de cortejos sedimentares (nível alto e nível baixo) são considerados. Eles são constituídos por subgrupos (prisma de alto nível (PNA), intervalo transgressivo (IT), prisma de nível baixo (PNB), cones submarinos de talude (CST) e cones submarinos de bacia (CSB), os quais, por sua vez, são compostos de um conjunto de cortejos sedimentares.

(*) A eustasia ou eustatismo corresponde as variações do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite.

(**) Uma subida relativa do nível do mar, em geral, corresponde, a um conjunto de paraciclos eustáticos quer em aceleração, cada vez mais importantes, quer em desaceleração, ou seja, cada vez menos importantes, sem nenhuma descida relativa do nível do mar entre eles.

Camada de Referência.........................................................................................................................................................Marker Bed, Key Bed

Couche repère / Estrato de referencia / Marker-Bett, Marker - Schicht / 关键的床 / Опорный горизонт / Strato guida

Camada ou um grupo de camadas geológicas que pode ser seguida sobre grandes distâncias no terreno, nas diagrafias eléctricas e, por vezes, nas linhas sísmicas (quando a espessura é importante e a resolução sísmica boa). Uma camada de referência pode ter um valor cronostratigráfico significativo.

Ver: " Estrato "
&
" Correlação "
&
" Cortejo Sedimentar ”

Figura 100 (Camada de Referência) - Como ilustrado nesta figura, nas diagrafias eléctricas de um poço de pesquisa petrolífera do Mar do Norte (bacia cratónica), vários níveis (não camadas, uma vez que a resolução sísmica é de cerca de 20-30 metros) de referência podem, por vezes, ser reconhecidos. Neste exemplo particular, de cima para baixo, pode identificar-se: (i) Uma superfície de inundação máxima; (ii) A primeira superfície transgressiva (1a ST) de um intervalo sedimentar transgressivo (IT) ; (iii) Uma superfície de erosão que enfatiza a discordância que limita dois ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência (ciclos estratigráficos depositados durante ciclos eustáticos de 3a ordem, cujo tempo de duração varia entre 0,5 e 3 / 5 My) ; (iv) Superfície da base das progradações do prisma de nível alto (PNA) do ciclo sequência inferior, a qual corresponde, grosso modo, à superfície de inundação máxima do intervalo transgressivo do mesmo ciclo sequência. Os dois últimos horizontes, ou seja, a superfície de inundação máxima, que separa o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA) e o limite de entre os ciclos sequência (discordância, que sublinha uma descida importante do nível do mar relativo, a qual criou uma superfície de erosão) que, neste caso, é caracterizado pela formação de um vale inciso ou vale cavado, são, particularmente, interessantes para estabelecer correlações, entre diferentes poços de pesquisa. O vale cavado é preenchido, mais tarde, durante a deposição da parte superior do prisma de nível alto (PNA). Entre a superfície de inundação máxima (topo do intervalo transgressivo do ciclo sequência inferior), que pode, também, ser um bom horizonte de referência, e a discordância (superfície de erosão), que separa os dois ciclos sequência, a morfologia da diagrafia do raio gamma (RG) sugere um intervalo sedimentar grano e estrato crescente para cima, o que corrobora a geometria progradante do prisma de nível alto (PNA) visível nas linhas sísmicas desta área. A primeira superfície de inundação (base do intervalo transgressivo), pode, em certos casos, ser tomada como um camada de referência. Dentro de um ciclo sequência, em associação com a superfície de inundação máxima, a qual é uma superfície diacrónica, se deposita, muitas vezes, na parte distal da plataforma continental uma secção estratigráfica condensada que é, quase sempre, capeada por uma superfície endurecida. Esta secção condensada, que é fossilizada pela superfície de base das progradações do prisma de nível alto é muito rica em matéria orgânica e sublinha um pico de abundância de fauna (*). Isto quer dizer, que os seus fósseis são utilizados para datar os eventos geológicos que ocorreram durante a deposição do ciclo sequência. Contudo, como sugerido pelas diagrafia eléctricas, em nenhum caso, a fauna associada a secção estratigráfica condensada (topo do intervalo transgressivo IT, colorido em verde) permite de datar a idade da discordância, a qual neste caso é sublinha pelo preenchimento do vale cavado. A idade da discordância, ou seja, a idade da superfície de erosão ou da sua paraconformidade correlativa em água profunda, é a idade da descida do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base da série sedimentar, isto é, o topo da crusta continental), que é dada pelo mais pequeno hiato entre os ciclos sequência que ela delimita (**). Nos dados sísmicos, a maior parte destes horizontes podem ser considerados como cronostratigráficos, embora na realidade, no campo (escala natural 1:1) não o sejam. Todavia, tendo em linha de conta a resolução sísmica e a vastidão do tempo geológico, o erro, em geral, não é muito grande e não tem grandes consequências. A diagrafia do potencial espontâneo (SP), que mede a diferença de potencial entre um eléctrodo que se desloca num poço e um eléctrodo fixo na superfície, permite a identificação dos intervalos permeáveis. As diagrafias de resistividade (normal, lateral, lateralog), medem a resistividade dos intervalos sedimentares, isto é, a resistência que eles opõem ao escoamento dos electrões (corrente eléctrica). Quando um intervalo sedimentar contém gás, óleo e/ou água misturados nos poros, a resistividade dessa rocha aumentará consideravelmente.

(*) Este facto é, obviamente, utilizado pelos caçadores de fósseis amadores que de maneira empírica procuram as descontinuidades entre sedimentos argilosos inclinados e sedimentos subjacentes subhorizontais, o que em termos de estratigrafia sequencial significa, a maior parte das vezes, ao nível de um ciclo sequência, a interface definida entre as progradações do prisma de nível alto, com a superfície retrogradante de inundação máxima.

(**) Praticamente esta idade relativa da discordância é dada pela idade das argilas pelágicas que se depositam entres as camadas turbidíticas dos cones submarinos de bacia (CST) sobrejacentes à discordância.

Camada Superior(de um delta)..........................................................................................................................................................................Topset Bed

Couche supérieure / Estrato superior / Deckgende Schichten / Topset床 / Поверхностный пласт (дельты) / Strato superiore (delta)

Camada ou grupo de camadas sub-horizontais dos sedimentos deltaicos depositadas na planície deltaica, a montante da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição.

Ver: " Delta "
&
" Camada Basal (de um delta) "
&
" Progradação Sigmóide "

Figura 101 (Camada Superior, de um delta) - Não esqueça que as interpretações geológicas dependem da escala e que a escala natural da geologia é a do campo, isto é, 1:1. Uma linha sísmica sem as escalas não se pode interpretar (*): a geometria de um talude deltaico é a mesma que a de um talude continental ou que a de uma estratificação oblíqua, o que quer dizer, que na interpretação geologia e, em particular, na interpretação geológica das linhas sísmicas é importante diferenciar o erro da incerteza. O erro é a diferença entre um resultado individual e o valor verdadeiro. Quando se determina o valor de uma agradação (que ela seja positiva ou negativa) comete-se sempre um erro, o qual pode ser quantificado, numericamente, por uma margem de erro, que depende do método de medida e medido. A incerteza é aquilo que desconhecemos (**)e que é o resultado de uma combinação do erro com a interpretação, interpolação e extrapolação de dados sob influência de julgamento do geocientista. Embora os erros possam fazer parte da incerteza de uma interpretação, como por exemplo, quando um geocientista interpreta determinadas progradações como um talude continental, na base de determinadas medidas, a incerteza da interpretação é difícil de quantificar da mesma maneira que o erro. Nestas fotografias, tendo em linha de conta na escala, podem reconhecer-se, facilmente, os três tipos de camadas que se encontram, na maior parte dos delta: (i) Camadas Superiores ou Camadas Superficiais, que são, mais ou menos, subhorizontais que desaparecem para montante por biselamento ; (ii) Camadas Frontais ou Camadas Inclinadas, que mergulham para em direcção do mar e as (iii) Camadas Basais (de Base) ou Camadas Inferiores, que como as camadas superiores, também, são subhorizontal, mas localizadas a jusante das camadas inclinadas e que, em geral, passam a depósitos marinhos de plataforma. Estamos a falar de camadas e não de estratos (unidades cronostratigráficas). Os estratos têm um valor cronostratigráfico, enquanto que as camadas, em geral, não. Todavia, grosseiramente, pode dizer-se que as camadas superiores, por exemplo, continuam para jusante para formar as camadas frontais, as quais, por sua vez, continuam para o largo para formar as camadas de base. Assim as três camadas, no seu conjunto, formam uma unidade cronostratigráfica como um simples estrato. Os geocientistas que interpretam as linhas sísmicas, onde é mais fácil seguir a continuidade da sedimentação (embora de maneira indirecta) do que no campo, sabem que nunca devem esquecer as escalas e que não devem confundir uma linha tempo (cronostratigrafia) com uma linha de fácies (litostratigrafia). Nestas fotografias, sem a escala e sem a granulometria das camadas frontais e superiores, ninguém poderia dizer se os taludes ilustrados são continentais ou deltaicos. Em contrapartida, mesmo sem escala, é fácil constatar que as linhas cronostratigráficas são sigmóides e que as linhas de fácies são subhorizontais. À escala macroscópica (escala das cartas geológicas, linhas sísmicas, bacias sedimentares, etc.), no campo ou nas linhas sísmicas, as linhas tempo e as linhas de fácies (litologia) intersectam-se. Apenas à escala mesoscópica (afloramentos, quando há continuidade dos planos de estratificação) e nem sempre, é que as linhas cronostratigráficas podem ser, localmente, coincidentes com as linhas de fácies. As camadas superiores de um edifício deltaico (não confundir com um delta, cuja espessura raramente ultrapassa 30-50 m) só se depositam se houver uma subida do nível do mar relativo (***) (ingressão marinha ou paraciclo eustático). Um edifício deltaico com uma geometria progradante / oblíqua (sem camadas superiores, pode depositar-se durante um longo período de estabilidade do nível do mar relativo). Quando ao nível de um ciclo sequência, a bacia sedimentar tem uma plataforma continental, o talude deltaico que, em geral, tem entre 10 e 60 m de altura, está localizado a montante do rebordo continental, o qual, neste caso se diferencia, facilmente, da linha da costa. Quando a bacia sedimentar não tem plataforma continental e o rebordo continental coincide com a linha da costa, o talude deltaico está localizado no topo do talude continental, o qual tem uma altura mínima de 200 metros.

(*) O tempo em que certos patrões da pesquisa petrolífera, retiravam a localização e as escalas das linhas sísmicas, quer por razões de confidencialidade quer por razões de filosofia de interpretação (“tabula rasa” ideias pré-concebidas) não existe mais.

(**) Funtowicz e Ravetz, 1990 - Uncertainty and Quality in Science for Policy, Kluwer, Dordrecht)

(***) O nível do mar relativo é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual poder ser a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica (subsidência ou levantamento).

Canal (de um rio)...............................................................................................................................................................................................................................................Channel

Chenal / Canal / Kanal / 渠道 / Канал / Canale

Depressão ao longo da qual uma corrente de água se escoa. Um canal não deve ser confundido com o preenchimento de um canal, o que muitos geocientistas têm tendência a esquecer. Quando um geocientista observa uma diagrafia eléctrica ou uma linha sísmica e diz : “isto aqui é um canal”, na maior parte das vezes, ele está a referir-se ao preenchimento de canal e não à depressão morfológica onde, antes, se escoava o curso de água.

Ver: " Vale Cavado (inciso) "
&
" Preenchimento de Canal "
&
" Discordância "

Figura 102 (Canal, de um rio) - Nesta figura, o canal principal do delta digitado (quando a sua planície se estende por vários lobos estreitos e compridos em forma de dedos) do Rio Mississipi, isto é, a depressão erosiva, estreita e profunda que põe em comunicação o rio Mississipi com um corpo de água mais importante (o Golfo do México) é, perfeitamente, visível. É ao longo do canal de um rio (ou leito) que a água se escoa, com velocidades diferentes como ilustrado pelas isovelocidades (linhas ao longo das quais a velocidade de escoamento da água é a mesma): a velocidade do escoamento é mais importante na parte central do canal e perto da superfície de água. Num perfil de um canal, como o ilustrado neste esquema, o ponto mais baixo do canal é o talvegue. Todavia, em três dimensões, talvegue (termo que vem do alemão “talweg" e que significa «caminho do vale») é a linha ao longo de um vale ou de um rio que une pelos pontos mais profundos. Com o tempo e com o preenchimento de uma parte do canal, o talvegue varia. É importante tomar em conta a variação temporal do talvegue de um rio, sobretudo quando ele é tomado como o limite natural entre dois países. O talvegue é, igualmente, muito utilizado na hidrogeologia para determinar qual é o rio principal e qual é o rio afluente. O rio que tiver, no ponto de confluência, o talvegue mais profundo, em geral, é considerado como o rio principal. O termo canal é utilizado para designar diversas coisa como, por exemplo: (i) A passagem apertada entre a terra e bancos de areia, usada por navegação ; (ii) O acesso natural ou artificial para um porto que, muitas vezes, é mantido por dragagem e definido por bóias (diz-se também canal de navegação) ; (iii) A depressão alongada no fundo do mar que serve de via de trânsito para a água e sedimentos ; (iv) O braço de um rio por onde se desviam as águas ; (v) A via de escoamento de um forno metalúrgico ; (vi) Um cano ; (vii) Um tubo ; (viii) A estação de rádio ou televisão, etc. Em geologia e, particularmente, na interpretação geológica das linhas sísmicas, assim com na Estratigrafia Sequencial, o termo canal é utilizado por muitos geocientistas para designar os sedimentos que preencheram o antigo leito de uma corrente e não o leito ele mesmo, o que é errado. Um canal é a depressão da crusta terrestre sobre a qual um curso de água corre, ou seja, o álveo ou leito da corrente e não o conjunto de sedimentos que, mais tarde, podem preencher o canal. Por exemplo, um vale cavado ou inciso é o aprofundamento de um vale fluvial (criado pela ação da água corrente que causa a erosão do terreno) quando o perfil de equilíbrio provisório (*) do rio que o originou é rompido, como é o caso a quando de uma descida significativa do nível do mar relativo que desloca para o largo e para baixo a desembocadura das correntes. O preenchimento de um canal ou de um vale cavado é um intervalo estratigráfico caracterizado por uma geometria e uma litologia, mesmo se a geometria do preenchimento depende muito a fácies do preenchimento e da compactação. Se o preenchimento é arenoso, devido à compactação diferencial, a geometria torna-se biconvexa. O topo e a base do preenchimento exibem uma geometria convexa. Se o preenchimento é argiloso (o canal ou o vale cavado só serão reconhecidos, nas linhas sísmicas, se existir um contraste de impedância acústica entre o preenchimento e substrato), ele molda, mais o menos, o leito do corrente. A base tem uma geometria lentiforme côncava e o topo um morfologia convexa. Teoricamente, um canal (depressão erosiva) é, geneticamente, associado a uma erosão. Ele é sempre posterior ao substrato, que ele erode e anterior aos sedimentos que o preenchem. Todavia, neste ponto há muita confusão. Nos cones submarinos de talude, por exemplo, muitos geocientistas chamam canal turbidítico ao preenchimento da depressão entre os diques marginais naturais onde as correntes de turbidez se escoam. Na maior parte dos casos, a depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos não mostra nenhuma erosão e é contemporânea dos diques marginais que a formam. Um rio necessita de cavar um leito para se escoar, enquanto que uma corrente turbidítica, em geral, não. Uma corrente turbidítica escoa-se sobre uma superfície, mais ou menos, inclinada respeitando o principio do menor esforço. Os diques marginais naturais fluviais estão sempre mais altos do que o preenchimento de um canal fluvial, o que não é sempre o caso nos depósitos turbidíticos.

(*) O perfil de equilíbrio ideal de um rio nunca é atingido. Globalmente, um bacia hidrográfica bacia erode-se e a carga torna-se mais fraca e, pode imaginar-se, um momento ideal, no qual a inclinação da corrente seria, unicamente, suficiente para o seu escoamento (todo o transporte tendo desaparecido). Nestas condições, a corrente atingiria o seu perfil de equilíbrio ideal ou definitivo. Todavia, um tal perfil nunca é atingido.

Canal Abandonado..........................................................................................................................................................................................................................Oxbow

Chenal abandonné / Canal abandonado / Oxbow, Verlassene Kanal / 故道, 废弃河道 / Высохшая река / Oxbow, Canale abbandonato

Meandro de um curso de água, em forma de U, que foi abandonado e onde, geralmente, se forma um pequeno lago, que mais tarde, é preenchido, quer por tampões argilosos, mais ou menos, coevos do meandro ou, mais tarde, por sedimentos de planície de inundação ou sedimentos transgressivos. Sinónimo de Meandro Abandonado.

Ver: " Deposição Fluvial "
&
" Tampão Argiloso"
&
" Linha de Baía"

Figura 103 (Canal Abandonado) - Nesta figura a génese dos canais ou meandros abandonados é evidente. Num meandro, o rio escoa-se mais lentamente na parte interna, o que permite o depósito dos sedimentos mais finos que ele transporta na margem convexa (barra de meandro). Ao contrário, na parte externa do meandro, o rio escoa-se com maior velocidade, o que causa a erosão do banco exterior. Com o tempo, o arco do meandro alarga-se, continuamente, até que a garganta (ou nó) do meandro desapareça completamente. Eventualmente, o arco do meandro isola-se do trajecto do rio criando um canal abandonado, que quando com água forma um lago muito típico, com a forma de uma ferradura. Na realidade, uma vez que a água não se escoa mais no antigo leito do rio, forma-se um lago, onde os sedimentos finos e orgânicos se depositam, in situ, por decantação. Se o lago de meandro abandonado for, suficientemente, grande e profundo, pode formar-se um ecossistema, que favoreça a formação local de rochas-mãe potenciais(*). O conjunto dos meandros e lagos de meandro, mais tarde, pode transformar-se numa zona pantanosa, que, muitas vezes, evolui em um prado onde as árvores se enraízam facilmente. Este processo, pelo qual o que era uma vez um rio meandriforme se transforma um dia em floresta é, por vezes, chamado sucessão ecológica. Foi, provavelmente, esta sucessão de eventos geológicos (evidentes nesta fotografia) que originou, nos Estados Unidos da América do Norte, a maior parte do onshore da Luisiana e Mississipi. O abandono de um braço de meandro é, raramente, abrupto. Em geral, um rio retoma o seu antigo leito ao fim um ou dois anos, para depois o abandonar outra vez ao fim de outros dois três anos. Esta alternância dos trajectos das correntes na planície de meandros até ao abandono definitivo de um braço de meandro (canal abandonado) é corroborada nas linhas sísmicas (particularmente nas linhas sísmica de alta resolução), quando estas cortam uma barra de meandro. As barras de meandro (intervalo sedimentar, mais ou menos grosseiro, que se deposita na parte interna dos meandros com uma configuração interna progradante oblíqua) são, raramente, fossilizados (lateralmente) por um único tampão argiloso. A presença de cinco ou seis tampões argilosos não é excepcional. Cada tampão argiloso corresponde ao preenchimento durante um período de abandono do braço do meandro, isto é, quando a corrente tinha uma outra trajectória. Lembramos que há dois tipos de meandros: (i) Meandros Livres ou Meandros Divagantes e (ii) Meandros Encaixados ou de Vale. No primeiro tipo os meandros ou sinuosidades são independentes do traçado do vale. No segundo, isto é, nos meandros encaixados, as curvas do rio coincidem com o traçado do vale. Os meandros do rio Mississipi (EUA) são meandros livres típicos que, pouco a pouco, deslocam as margem do vale na direcção do curso do rio e os arcos de meandro se amplificam, enquanto que os meandros do rio Douro (Portugal) são, tipicamente, meandros encaixados ou de vale. Três teorias explicam a formação da maior parte dos meandros: (A) Teoria Estocástica ou do Acaso, na qual os meandros são explicados como o resultado de variações estocásticas da direcção do escoamento devido a presença aleatória de obstáculos que mudam a direcção da trajectória da corrente ; a superfície terrestre não só é irregular, mas ela é formada por rochas com diferentes resistência aos agentes erosivos, o que quer dizer que como o resultado dos factores físicos, que actuam aleatoriamente, os leitos dos rios tornam-se, progressivamente, sinuosos; mesmo quando uma corrente parece rectilínea, o talvegue pode ser sinuoso, o que com o tempo pode criar meandros sinuosos ; (B) Teoria do equilíbrio, que conjectura que os meandros diminuem o gradiente do fluxo até que seja atingido um equilíbrio entre a erosão do terreno e a capacidade de transporte da corrente ; quantidade de água descendente abandona a energia potencial, a qual, quando a velocidade da água é constante, é perdida pela interação com o material do leito da corrente ; um escoamento rectilíneo (mais curta distância do escoamento), que tem a maior energia por unidade de comprimento, rompe mais os bancos, cria mais sedimentos e o leito é mais assoreado. A presença de meandros permite que o fluxo ajuste o comprimento a uma energia de equilíbrio por unidade de comprimento, de maneira que o fluxo transporta todo o sedimento que produz e (C) Teoria Geomórfica e Morfotectónica que considera que muitos meandros seguem as a estruturas superficiais (geomórficas) ou profundas (morfotectónica) do terreno, cujos elementos (limites entre formações geológica, falhas, sinclinais, etc.,) não são aleatórios e orientam os escoamentos).

(*) Isto parece ser o caso em algumas cinturas de meandros, como por exemplo na bacia geográfica do Neuquén (onshore Argentina), onde o petróleo encontrado e explorado em certas barras de meandro é, provavelmente, gerado pelos sedimentos argilosos, ricos em matéria orgânica, que preenchem os tampões argilosos.

Canal Preenchido.............................................................................................................................................................................................................................Channel

Chenal rempli / Canal relleno / Kanal zu füllen / 通道填充 / Заполненный канал / Riempimento di canale

Canal que foi, mais tarde. preenchido por sedimentos. Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, certos geocientistas têm a tendência à chamar canal ao preenchimento de um canal, o que trás muitas confusões e que, basicamente, é errado. Um canal é uma anomalia morfológica negativa (de erosão) na qual um curso de água se escoa, enquanto que um canal preenchido ou de modo mais preciso, o preenchimento de um canal, é um corpo sedimentar posterior à formação do canal. Por outras palavras, um canal é o leito de uma corrente. enquanto que o preenchimento de um canal é um intervalo sedimentar. Sinónimo de Preenchimento de Canal.

Ver: " Canal Abandonado "
&
"Vale Cavado (inciso)"
&
“ Turbiditos”

Figura 104 (Canal Preenchido, depósito) - Estes autotraços de detalhes de uma linha sísmica do offshore profundo do Golfo do México e do offshore do Paquistão ilustram os equívocos associados a uma má terminologia. Uma grande maioria de geocientistas, mesmo com experiência na interpretação geológica das linhas sísmicas, ao observar estes detalhes, dirá que as flechas indicam canais turbidíticos, o que é basicamente errado. Excepto, eventualmente, para uma pequena erosão do substrato (que pode ser provocada pela corrente turbidítica inicial), debaixo dos diques marginais naturais turbidíticos, visíveis no canto inferior direito, pode dizer-se que nunca houve erosão. Aquilo que muitos geocientistas interpretam como um canal, por onde passaram as correntes turbidíticas, é, muitas vezes, simplesmente a depressão (área sem deposição) entre os diques marginais naturais turbidíticos (depósitos de transbordo), que se formou, pouco a pouco, à medida que os diques marginais se depositaram. Faça uma experiência. Quando for a praia, encha um balde com água e areia. Em seguida lance o conteúdo em direcção do mar simulando assim uma corrente turbidítica. Verá que se formam dois lóbulos laterais separados por uma área sem deposição, que é a área onde a corrente que você criou tem mais energia e, por isso, transporta mais para jusante os sedimentos mais finos, os quais se depositam num pequeno lóbulo distal. Encha outra vez o balde com água e areia e lance, de novo, o conteúdo, mais ou menos, no mesmo sítio. Verificará, que os dois lóbulos laterais se sobrepõem aos primeiros exagerando assim a depressão entre os lóbulos laterais que sublinham a área sem deposição. Se continuar a fazer mais lançamentos, ou seja, se continuarem correntes turbidíticas ou de gravidade a passar no mesmo lugar, constatará que as correntes são, mais ou menos, canalizadas pela depressão entre os lóbulos, a qual se tornará cada vez mais exagerada. Uma tal exageração da depressão entre os lóbulos laterais, que simulam os diques marginais naturais turbidíticos, é criada, simplesmente pela combinação da sobreposição dos lóbulos laterais e pela ausência de deposição. Tudo isto quer dizer, que a morfologia das estruturas em asas de gaivota em voo (cones submarinos de talude), que qualquer geocientistas reconhece, facilmente, nos autotraços ilustrados nesta figura, pode formar-se sem uma erosão ou incisão significativa provocada pelas correntes turbidíticas. Além disso, tendo em linha de conta a resolução sísmica, uma ausência de erosão numa linha sísmica, não significa, necessariamente, que no campo possa existir um pequena incisão da ordem de 20-40 metros. Com o tempo, a posição da depressão entre os diques migra vertical e lateralmente, em parte devido a um preenchimento parcial, o que é bem visível nestas tentativas de interpretação. Quanto mais diques marginais naturais se depositam, mais a depressão sem deposição é marcada, o que força as correntes turbidíticas a utilizá-la (canalização) para levar os sedimentos para as parte mais profundas do talude continental e da planície abissal. Os primeiros diques marginais naturais turbidíticos, isto é, os mais antigos, depositam-se, praticamente, ao mesmo nível da área sem deposição entre eles que é o embrião da depressão (isto é, particularmente, bem visível no autotraço da linha sísmica do offshore do Paquistão ilustrado no canto superior direito desta figura). Quando as correntes turbidíticas perdem velocidade e competência, para transportar detritos sólidos de dimensões variadas, o sistema de deposição é desviado ou abandonado e a depressão entre os diques naturais é preenchida (em retrogradação), durante a fase de recuo, por sedimentos mais recentes (pertencentes ao mesmo ciclo sequência) do que os sedimentos que formam os diques naturais turbidíticos. Este mecanismo geológico não têm nada a ver com o da formação dos diques marginais naturais fluviais e dos preenchimentos dos canais fluviais. Nestes autotraços, é fácil de constatar que não obstante o diacronismo entre os preenchimento das depressões e os diques marginais naturais, eles estão, praticamente, ao mesmo nível o que não é o caso dos preenchimentos dos canais fluviais, onde os preenchimentos dos canais são mais baixo do que os diques naturais. Os horizontes arenosos dos diques marginais naturais podem ser considerados como rochas-reservatório. Todavia, tendo em conta a sua pequena extensão e espessura e, sobretudo, a ausência de comunicabilidade entre os diferentes níveis de areias, a quantidade hidrocarbonetos armazenada na armadilha é sempre pequena e, geralmente, não económica.

Canhão Submarino..............................................................................................................................................................................................................................Canyon

Canyon sous-marin / Cañón submarino / Unterseeische Furchen / 海底峡谷 / Каньон (овраг) / Canyon sottomarino

Vale íngreme ou garganta submarina, fortemente encaixada no fundo do mar do talude continental. Um canal submarino é induzido por uma descida do nível do mar relativo ou por uma corrente marinha ascendente. Os canhões submarinos permitem o transporte dos sedimentos para as partes profundas das bacias oceânicas e correspondem, em parte, às zonas de transferência dos sistemas de deposição turbidítica.

Ver: " Discordância "
&
" Nível Baixo (do mar) "
&
" Zona de Trânsito Sedimentar "

Figura 105 (Canhão Submarino) - Estas imagens ilustram os dois canhões submarinos de La Jolla e de Scripps (Califórnia, EUA). Elas foram criadas a partir de uma importante base de dados contendo milhares de medidas batimétricas. O canhão de La Jolla (na fotografia da direita e a sul da cidade de São Diego) é mais largo que o canhão de Scripps. O canhão de Scripps, que está bem ilustrado na fotografia da esquerda, é, na parte superior, formado por três ramificações que cavaram, profundamente, as lamas calcárias e as areias do Eocénico, que formam o fundo do mar ao norte de São Diego. De maneira geral, os canhões submarinos formam-se, de preferência, na parte superior dos taludes continentais, perto do rebordo continental, onde a acção erosiva associada às descidas s do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, quer seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica) ainda faz sentir. Quando a montante de um canhão submarino existe um rio importante, como é o caso, por exemplo, no offshore do Congo (canhão do Congo e rio Congo), é muito provável que o canhão se tenha iniciado pela acção erosiva do rio durante uma descida significativa do nível do mar relativo. Efectivamente, quando o nível do mar relativo desce de maneira significativa e fica mais baixo que o rebordo continental, toda a planície costeira e/ou a plataforma continental (coluna de água entre 0 e 200 metros), dependendo se as condições geológicas era de nível baixo ou de nível alto, é exumada, assim como a parte superior do talude continental. A linha da costa desloca-se para jusante, por vezes, mais de uma centena de quilómetros, e o perfil de equilíbrio provisório dos rios é rompido (o perfil de equilíbrio ideal de um rio nunca é atingido). Desta maneira, os rios são obrigados a cavar os leitos para que um novo perfil de equilíbrio provisório seja atingido. É esta incisão que, muitas vezes, inicia a formação de um canhão submarino, a jusante dos antigos rebordos continentais, o qual vai depois evoluir de maneiras variadas, função das mudanças do nível do mar relativo e do acarreio sedimentar. Todavia, certos canhões submarinos, localizados no talude continental médio a superior, parecem formar-se, independentemente, de evolução dos rios, em associação com correntes submarinas ascendentes. É o que certos geocientistas denominam vales submarinos. Efectivamente, no talude continental médio / superior do offshore do Gabão existem vales submarinos, mais ou menos, paralelos, orientados Oeste - Este (mais ou menos, perpendicular à linha da costa), a montante dos quais, ou seja, na plataforma continental, não existe nenhum sistema de deposição deltaica que possa explicar a sua formação a quando de uma descida do nível do mar relativo. A origem mais provável destes vales submarinos é muitas vezes explicada como uma consequência do transporte de Ekman, quer isto dizer, como uma consequência o deslocamento horizontal das camadas das águas superficiais do oceano pela acção de fricção do vento à superfície. Com efeito, a água transportada por uma corrente marinha diminui em profundidade devido ao efeito de Coriolis (sistema de referência em rotação uniforme, em que os corpos em movimento, quando vistos por um observador no mesmo referencial, aparecem sujeitos a uma força perpendicular à direção do seu movimento) o que cria correntes submarinos ascendentes que erodem, a partir do baixo para cima, a parte média superior do talude continental. O vento que sopra sobre o oceano desloca a camada de água superficial, mas a força de Coriolis desvia o movimento para a direita no hemisfério Norte e no sentido os ponteiros de um relógio no hemisfério Sul. Este desvio propaga-se para baixo pela viscosidade e assim obtém-se um transporte médio significativo fora do eixo dos ventos de superfície. À volta de uma depressão ciclónica (zona, mais ou menos fechada, de baixa pressão atmosférica em relação à da vizinhança e ao mesmo nível), sob o efeito do vento, a água entre a superfície e a termoclina é transportada e desviado pela força de Coriolis para o exterior da depressão criando uma divergência. A camada de água no centro da depressão é menos espessa e para compensar esta perda de massa, a água das profundidades sobe para à superfície, impelida pela pressão de colunas de água externa à depressão. Este mesmo mecanismo pode ser utilizado para explicar as correntes ascendentes ("upwelling currents" dos geocientistas de língua inglesa) do offshore do Gabão, que criam uma grande parte dos vales submarinos desta região. Quando o vento sopra, paralelamente, à linha de costa e a força de Coriolis a afasta as correntes de superfície para o largo, cria-se um espaço vazio que as água profundas preenchem, imediatamente, por correntes ascendentes.

Capa Sedimentar (envelope).........................................................................................................................................................................................................Drape

Drapé (sedimentaire) / Cubierta sedimentaria / Lehm-Abdeckung / 粘土覆盖 / Клей крышка / Copertura di argilla /

Cobertura sedimentar, geralmente, constituída por sedimentos pelágicos, de um corpo geológico, muitas vezes, anómalo, que se adelgaça e inclina para o bordos para, eventualmente, desaparecer lateralmente. As capas sedimentares são frequentes por cima dos recifes e dos cones submarinos de talude (CST), que elas fossilizam.

Ver: " Envelope pelágico"

Carbonato de Compensação.........................................................................................................................................Keep-up Carbonate

Carbonate de compensation / Carbonato de compensación / Keep-up-Carbonat, Carbonate Entschädigung / 保持了碳酸盐, 碳酸盐补偿 / Компенсируемый карбонат / Keep-up carbonato, Carbonato di compensazione

Depósito carbonatado com geometria, mais ou menos, paralela, que se encontra, principalmente, nos cortejos de nível alto (CNA), ou seja no intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA) de um ciclo sequência. Estes depósitos formam-se quando a subida do nível do mar relativo é compensada pela acumulação de carbonato. O resultado de um tal equilíbrio é que todo o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) é preenchido à medida que ele é criado.

Ver: " Deposição (carbonatos) "
&
" Subida do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "

Figura 106 (Carbonato de Compensação) - O offshore Este dos Estados Unidos corresponde à sobreposição de três tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980): (i) Soco ou Cintura dobrada (Paleozóico) ; (ii) Bacias de tipo rifte (Triásico) e (iii) Margem divergente de tipo Atlântico (Mesozóico / Cenozóico). Neste autotraço Canvas de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Florida, a margem divergente é, principalmente, representada por uma plataforma carbonatada, pós Miocénico Médio, constituída por carbonatos de compensação (*), depositados em associação com subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas) em desaceleração e descontínuas, quer isto dizer, que os sedimentos são depositados durante os período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada acréscimo de uma ingressão marinha composta (**). Desta maneira, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado, pela acção conjunta da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciada ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica ou seja, da subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico é em compressão), é, completamente, preenchido pelo material carbonatado recém-formado. Estas condições permitem uma agradação e uma progradação da plataforma. Nesta região, como sugerido pelos dados sísmicos, durante o Neogénico Tardio, a taxa de acomodação era compensada pela taxa de deposição. Este tipo de carbonatos contrasta com os carbonatos de recuperação, os quais estão associados a subidas do nível do mar relativo em aceleração seguidas de uma subida relativa lenta. Depois da subida do nível do mar relativo inicial (rápida), a acumulação de carbonato diminui devido ao aumento da profundidade de água, sem que por tanto a formação de material carbonatado cesse. Como, depois, a taxa da subida a do nível de mar relativo diminui, a plataforma carbonatada constrói-se eficazmente (verticalmente). Se a taxa de acumulação for maior do que a taxa da subida do nível de mar relativo, a formação de carbonato tornar-se-á cada vez mais eficiente. Com a continuação deste processo, a acumulação na plataforma carbonatada recuperará o aumento inicial brusco da profundidade até que a profundidade de máxima produção de carbonato seja restabelecida. Nestas condições de altas taxas de produção e acumulação, a acomodação pode tornar-se insuficiente e desta maneira a progradação lateral (para jusante) da plataforma torna-se imperativa. Dentro de um ciclo sequência, em geral, os carbonatos de recuperação, que tem uma geometria, basicamente, agradante, depositam durante os intervalos transgressivos (IT) em associação com uma subida do nível do mar relativo em aceleração, o que quer dizer, que a taxa de formação de espaço disponível os sedimentos aumenta e que há sempre espaço disponível para que o material carbonato se possa depositar, praticamente, in situ. Os carbonates de recuperação, cuja geometria é progradante, depositam-se, em geral, no prisma de nível alto (PNA), em associação com uma subida em desaceleração do nível do mar relativo, o que quer dizer, que com o tempo, o espaço disponível criado é insuficiente para acomodar o carbonato produzido, o qual é forçado a progradar e depositar-se no talude. Não esqueça que há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Aureoladas ou Orladas, com recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; (ii) Tipo Rampa, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; (iii) Epeiricas, com planícies de maré e lagunas protegidas ; (iv) Plataformas Isoladas, controladas pela orientação dos ventos dominantes e (v) Mortas ou Afogadas, quando debaixo da zona fótica. Neste autotraço, devido à brusca mudança da profundidade de água, os horizontes sísmicos a Oeste do rebordo da plataforma, numa versão da linha em profundidade, são muito menos profundos em relação aos outros horizontes e alguns, provavelmente, sub-horizontais.

(*) Diz-se de compensação porque a taxa de produção de carbonato compensa a taxa de subida do nível do mar relativo.

(**) Um subida do nível do mar relativo, ou seja, uma ingressão marinha, não se faz em continuidade mas par por etapas, isto é, por uma série de paraciclos eustáticos separados entre eles por períodos de estabilidade do nível do mar relativo sem que nenhuma descida do nível do mar relativo exista entre eles. Todavia, os acréscimos da ingressão marinha, colectivamente formam a ingressão marinha composta, como dizem certos geocientistas, podem ser em aceleração (acréscimos cada vez mais importantes) ou em desaceleração (acréscimos cada vez menos importantes).

Carbonato de Recuperação...........................................................................................................................................Catch-up Carbonate

Carbonate de récupération / Carbonato de recuperación / Catch-up-Carbonat, Recovery - Carbonat / 追赶起来碳酸盐 / Возобновляемый карбонат / Catch-up carbonato, Recupero carbonato

Intervalo carbonatado com geometria oblíqua (progradante) que se deposita quando a taxa de produção de carbonato excede a acomodação (espaço disponível para os sedimentos criado por subida do nível do mar relativo). Nestas condições, o material carbonatado é obrigado a depositar-se, a jusante do rebordo da plataforma, por progradações, mais ou menos, oblíquas.

Ver: " Carbonato de Compensação "
&
"Subida do Nível do Mar Relativo"
&
" Recife "

Figura 107 (Carbonato de Recuperação) - O campo petrolífero de Tengiz está localizado no Cazaquistão, na bacia pré-Caspiana cuja espessura varia entre 5 - 24 km e é dominada pelo sal Pérmico (Kunguriano), o qual se depositou por cima de carbonatos e sedimentos terrígenos do Proterozóico Terminal e Paleozóico inicial. Na classificação das bacias sedimentares de Bally & Snelson (1980), este onshore corresponde a uma bacia perissutural (*) (bacia de antepaís ou a depressão que se desenvolve adjacente e paralelamente a uma cadeia de montanhas dobras), na qual o substrato é composto por plataformas ou grabens e não por blocos falhados. O intervalo salífero está recoberto por depósitos de Pérmico Tardio, Mesozóico e Cenozóico que foram muito deformados pela halocinese. O poço de descoberta, perfurado em 1979, encontrou uma acumulação significativa de petróleo nos carbonatos do Carbonífero Médio recobertos por argilitos do Pérmico Médio e pelo sal maciço. O petróleo deste campo, que sai dos poços muito quente e com uma pressão muito alta (talvez a mais alto do mundo), contém uma grande proporção de gás que é rico em SH2 que pode ser muito venenoso. Pode dizer-se que a rocha-reservatório do campo petrolífero de Tengiz (Cazaquistão) é um exemplo típico de depósitos carbonatados de recuperação, embora muitos geocientistas considerem que a agradação é positiva e predominante em relação à progradação. Todavia, como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica, que atravessa o campo, debaixo do sal do Kunguriano (rocha-de-cobertura), os calcários do Carbonífero Médio / Pérmico Inferior (rocha-reservatório), foram, em parte, erodidos durante a descida do nível do mar relativo que precedeu o depósito dos evaporitos, têm uma geometria progradante oblíqua evidente. Esta geometria progradante, que é, provavelmente, o resultado de uma taxa de produção de carbonato que excedia a taxa de subida do nível do mar relativo e que por isso obrigou a plataforma a crescer lateralmente (progradação), contrasta com a geometria agradante e mesmo retrogradante de certas plataformas carbonatadas. Uma geometria retrogradante implica uma taxa de produção de carbonato inferior a taxa de criação de espaço disponível, o que obriga o nível de base da plataforma a desloca-se para o continente. Neste caso, se a diferença entre as duas taxas for muito grande a plataforma pode ser posta debaixo da zona fótica e a formação de carbonato cessa. A deposição dos calcários de recuperação pode ser resumida da seguinte sucessão de eventos: (i) Uma rápida subida do nível do mar do mar relativo (ingressão marinha) ; (ii) Um aumento da profundidade de água com diminuição da produção de carbonato ; (iii) Uma lenta subida do nível do mar relativo permitindo uma construção da plataforma, com diminuição progressiva da profundidade de água e uma aumento da produção de carbonato ; (iv) Uma recuperação da profundidade de água que permite o máximo de produção de carbonato ; (iv) Uma formação de carbonato superior a criação de espaço disponível ; (v) Uma acomodação insuficiente para a quantidade de carbonato criado, o que força o crescimento lateral da plataforma (progradação predominante). Como ilustrado nos esquemas geológicos, os carbonatos de compensação depositam-se, principalmente, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência, todas as vezes que a produção e acumulação de carbonato compensa a subida do nível do mar relativo ou seja o aumento de acomodação. Por isso a geometria predominante é agradante. Os carbonatos de recuperação depositam-se de preferencia no cortejos transgressivos (IT) dos ciclos sequência, uma vez que a sua geometria progradante sugere que o espaço disponível para os sedimentos não é suficiente para acomodar em agradação todo o material carbonatado produzido, uma vez que ele tomba do topo da plataforma para o talude e bacia da cintura carbonatada. Não esqueça que há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Aureoladas ou Orladas, com recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; (ii) Tipo Rampa, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; (iii) Epeiricas, com planícies de maré e lagunas protegidas ; (iv) Plataformas Isoladas, controladas pela orientação dos ventos dominantes e (v) Mortas ou Afogadas, quando debaixo da zona fótica. Neste autotraço, devido à brusca mudança da profundidade de água, os horizontes sísmicos a Oeste do rebordo da plataforma, numa versão da linha em profundidade, são muito menos profundos em relação aos outros horizontes e alguns, provavelmente, subhorizontais.

(*) Teoricamente, o potencial petrolífero das bacias perissuturais, principalmente, o subsistema gerador de petróleo pode estar associado ao potencial petrolífero do substrato (rochas de origem lacustre nos grabens ou hemigrabens) ou associado aos sedimentos da própria bacia, uma vez que estas bacias estão localizadas entre as cinturas dobras e os cratões adjacentes, em ambientes continentais ou marinhos semi-fechados propícios ao desenvolvimento e preservação de rochas-mãe.

Cariada (superfîcie).................................................................................................................................................................................................................Hollow surface

Cariée (surface) / Carcomida (superficie), Con caries Superficies) / Zahnfäulig, Zeinaght / 空心面 / Вогнутая поверхность / Cariata (superficie) /

Superfície de rocha ou de um mineral com pequenas cavidades semiesféricas (cáries), induzidas pela corrosão das águas, deflação eólica ou por desagregação granular.

Ver: " Erosão"

Carsificação........................................................................................................................................................................................................................................Karstification

Karstification / Carsificación / Karstification, Verkarstung / 岩溶 / Образование карстового рельефа / Carsismo

Dissolução parcial dos calcários por águas ácidas e transporte do carbonato de cálcio sob a forma de bicarbonato, que dá origem a uma topografia superficial com aspecto, mais ou menos, caótico e formas de dissolução, assim como escorrência profundas. A dissolução é mais rápida ao longo das fracturas e das diaclases que se abrem formando fendas de dissolução (“grikes” dos geocientistas de língua inglesa), entre as quais se formam blocos, mais ou menos, arredondados chamados lapiaz ou lapiás (“clints" dos geocientistas anglo-saxões).

Ver: « Deposição (carbonatos) »
&
« Carso »
&
« Carbonato de Recuperação »

Figura 108 (Carsificação) - A carsificação é o conjunto dos processos de génese e evolução das formas superficiais e subterrâneas numa região dita de relevo cársico. Como ilustrado neta figura, um relevo cársico é típico das região calcárias com formas resultantes da acção mecânica e química das águas superficiais e subterrâneas. Os processos cársticos referem-se as rochas calcárias e evaporíticas. Contudo, processos semelhantes chamados processos "pseudocársticos" podem desenvolver-se noutros tipo de rochas (arenitos não carbonatados, quartzitos sedimentares, conglomerados, lavas, dioritos, gabros e até mesmo alguns granitos e rochas metamórficas). Da mesma maneira, morfologias semelhantes as resultantes dos processos cársticos ou pseudocársticos ocorrem com muita frequências nas áreas glaciais: inlandsis, glaciares, mares de gelo, etc. Certos geocientistas chamam glaciocársticos, criocársticos ou termocársticos, as estruturas glaciais ou as morfologias correspondentes. A dissolução dos carbonatos é o principal mecanismo da carsificação. As reacções químicas responsáveis de uma tal dissolução são: (i) A dissolução do dióxido de carbono ...... CO2 + H2O ➝ H2 CO3 ; (ii) A dissolução na água do ácido carbónico........ H2CO3 + H2O ➝ H3O+ HCO3- ; (iii) O ataque dos carbonatos........ H3O+ CaCO3 ➝ Ca2+ + HCO3- + H2O e (iv) A equação de equilíbrio......... CO2 + H2O + CaCO3 ➝ Ca2+ + HCO3-. No que diz respeito ao teor em bicarbonato, um átomo de carbono vem da matriz calcária e o outro do gás carbónico. O gás carbónico ou anidrido carbónico (CO2) é sobretudo de origem biogénica, uma vez que a sua concentração no solo é muito mais importante do que na atmosfera. As duas fontes possíveis para o gás carbónico podem diferenciar-se, facilmente, pelo teor dos isótopos de carbono. Os isótopos de carbono são átomos de Carbono com o mesmo número atómico, mas com número de massa diferente, ou seja, têm o mesmo número de protões e electrões, mas não diferem de neutrões. O Carbono tem 15 isótopos,, desde o Carbono-8 ao Carbono-22, dos quais o Carbono-12 e Carbono-13 são estáveis. O radioisótopo de vida mais longa é o 14C, com meia-vida de 5700 anos. Este é também o único radioisótopo de carbono encontrado na natureza - as quantidades traço são formadas pela reação 14N + 1n → 14C + 1H. O radioisótopo artificial mais estável é 11C, que tem uma meia-vida de 20,334 minutos. Todos os outros radioisótopos têm meias-vidas abaixo de 20 segundos, a maioria menos de 200 milissegundos. O isótopo menos estável é 8C, com uma meia-vida de 2,0 x 10-21 s. A média sobre as abundâncias naturais, a massa atômica relativa para o carbono é 12,0107. A segregação do 13C pelos seres vivos, na atmosfera, as moléculas 13CO2 coexistem com as moléculas de 12CO2, até à altura de, aproximadamente, 1,1% do total de CO2 ; as plantas usam ambos os tipos de carbono durante a fotossíntese, mas o 13C, um pouco mais pesado, é menos absorvido do que 12C. A dissolução dos carbonatos e por consequência a carsificação é facilitada pela : a) Abundância de água ; b) Teor en CO2 na água, o qual aumenta com a pressão ; c) Uma temperatura da água pequena, quer isto dizer, que quanto mais fria a água é, maior é o teor em dióxido de carbono (é por isso que quando a temperatura dos oceanos aumenta há liberação de CO2 para a atmosfera) ; d) Presença de seres vivos, uma vez que estes rejeitam anidrido carbónico (CO2) para o solo pela respiração, o que aumenta fortemente o teor em CO2 no solo ; e) Composição da rocha (alto teor em carbonato de cálcio) ; f) Fracturação da rocha ; g) Tempo de contacto da água com a rocha. Uma região fria, húmida e calcária tem mais probabilidades de desenvolver uma carsificação, o que não quer dizer que o carso não se encontra , unicamente, nas regiões quentes e húmidas. Nas regiões cársicas podem desenvolver-se várias forma de carso como, por exemplo, (i) Dolinas (depressões circulares de alguns a várias centenas de metros de diâmetro com o fundo, muitas vezes, ocupado por argila de descalcificação) ; (ii) Terra Rossa (solo vermelho, muito fértil e, mais ou menos, impermeável) ; (iii) Uvalas (coalescência de duas ou mais dolinas) ; (iv) Poljes (depressões resultantes da coalescência de várias dolinas, cuja água é evacuada através de um orifício - ponor - para o lençol freático) ; (v) Fendas de Dissolução (dissolução ao longo das fracturas e diaclases) ; (vi) Lapiaz (secção de um pavimento calcário, mais ou menos, arredondado separados das secções adjacentes por fissuras dissolução). (vii) Vales Encaixados e Calibrados (como por exemplo o vale Reka na Eslovénia ou o vale de Songiahe a montante da gruta túnel de Dadong no sul da China) ; (viii) Vales Secos (escavados num carso por um curso de água superficial, que já não apresenta, normalmente, nenhuma circulação subaérea) ; (ix) Sumidouros (lugares onde uma corrente superficial desaparece no subsolo, ou, para alguns geocientistas, a fenda ou orifício lateral ou basal que alimenta um polje durante a época das chuvas e que serve para o escoamento das águas na estação seca) ; (x) Ressurgências (lugares onde uma corrente de água subterrânea reaparece à superfície do terreno depois de ter desaparecido a montante), etc.

Carso (erosão do calcário).....................................................................................................................................................................................................................................Karst

Érosion du calcaire (karst) / Carst / Karst / 喀斯特地形 / Карст / Carsismo

Paisagem caracterizada por cavernas, rios subterrâneos e desmoronamentos (dolinas) que se formam devido à acção das águas subterrâneas nas regiões constituídas por rochas facilmente solúveis (calcários e dolomites). O termo “karst” é o nome alemão da região dos planaltos calcários da Eslovénia, cujo nome eslavo é “kras”.

Ver: « Carsificação »
&
« Erosão »
&
« Carbonato de Compensação »

Figura 109 (Carso) - O enchimento das dolinas (depressões, em geral circulares, com diâmetros que podem atingir mais de 100 metros e que drenam as áreas de carso subjacentes) pela água das chuvas é uma parte natural dos sistemas hidrológicos nas regiões cársticas. O enchimento ocorre durante os períodos de intensa chuva: (i) Quando a quantidade de água das chuvas excede a capacidade de drenagem das dolinas (depressões circulares de alguns a várias centenas de metros de diâmetro com o fundo, muitas vezes, ocupado por argila de descalcificação) ; (ii) Quando a capacidade dos sistemas das cavernas para evacuar a água das chuvas é ultrapassada e a água tem que ser, temporariamente, armazenada ; (iii) Quando há um efeito de retorno do fluxo de água, isto é, quando a base das dolinas é mais baixa do que o nível de água durante uma inundação. A carsificação (conjunto dos processos de génese e evolução das formas superficiais e subterrâneas numa região dita de relevo cársico) pode ser o resultado de uma grande variedade de elementos de diversas escalas. Ela pode fazer-se à superfície do solo ou no subsolo. Nas superfícies expostas, a pequena escala (métrica), as formas principais de carso são: (a) Caneluras ou fendas de dissolução ; (b) Regueiras; (c) Lapiaz (secção de um pavimento calcário, mais ou menos, arredondado separados das secções adjacentes por fissuras dissolução) e (d) Fendas de Dissolução (dissolução ao longo das fracturas e diaclases). A uma escala das dezenas centenas de metros, os elementos de superfície são: (1) Dolinas ; (2) Poços verticais ; (3) Dolinas invertidas ou “foibas” (termo com o qual se designa, localmente, um tipo estrutura cársica, natural e profunda que se forma devido ao colapso da parte da teto rocha acima de um vazio) ; (4) Correntes que desaparece e correntes que reaparecem, etc. A grande escala, predominam: (a) Os Pavimentos calcários ; (b) Naves ou Abóbadas cársicas e (iii) Vales Cegos (vales que no final acabam, abruptamente, e o cursos de água passam a correr no subsolo, uma vez que existe uma barreira cársica mais elevada que o fundo dos vales). As paisagens cársicas maduras, nas quais uma grande parte das rochas foi dissolvida, são as Torres cársicas e os montes residuais que predominam. No subsolo, são os sistemas de drenagem complexos, as grande grutas e cavernas que se desenvolvem. O CO3Ca dissolvido precipita, em geral, onde a água descarrega um pouco o CO2 dissolvido. As correntes subterrâneas podem, emergir e formar terraços de travertino (depósito calcário compacto e duro, formado essencialmente por escorrência exterior das águas provenientes de uma região cársica). Nas caves uma grande, variedade de espelotemas (carsificação construtiva) forma-se a partir do CO3Ca e outros minerais dissolvidos, tais como : (a) Estalactites, que se originam no teto de uma gruta ou caverna, crescendo para baixo, em direção ao chão, pela deposição de carbonato de cálcio arrastado pela água que goteja no teto e que se apresentam, frequentemente, com uma forma tubular ou cónica ; ; (b) Espirocones e Saca-rolhas (estalactites em forma de espiral ou de saca-rolhas) ; (c) Helictites (formados a partir do tecto ou das paredes e que mudam seu eixo em relação à vertical em uma ou mais fases durante o seu crescimento) e Heligmites (formadas a partir do chão) ; (d) Cortinas (espeleotema formado em tetos inclinados, onde a água, em vez de pingar, escorre sempre pelo mesmo caminho, criando finas paredes onduladas, que quando atingem o chão tornam-se muito espessas e resistentes) ; (e) Estalagmites (formadas a partir do chão por concreções calcárias constituídas de calcário ainda dissolvido nas gotas de água que caiem no chão; quando uma estalagmite encontra uma estalactite forma-se uma coluna); (f) Escorrimentos (quando a água escorre pelas paredes ou em torno de espelotemas mais antigos e forma toda uma série de figuras) ; (g) Flores (cristalizações de aragonite, calcite ou gipsite (pedra de gesso, que é, basicamente, composta por sulfato de cálcio hidratado) que irradiam a partir de um ponto central ou de um eixo todas as direcções) e Agulhas (finos tubos constituídos de aragonite transparente, com espessura muito pequena, que ocorrem aos conjuntos com dezenas ou centenas de agulhas umas próximas às outra, as quais podem nascer nas paredes no chão, raramente no teto, como resultado da exsudação, etc. Com ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Golfo da Tailândia, em casos, particulares, quando a morfologia das formas cársticas é superior a resolução sísmica, é possível reconhecer a carsificação nas linha sísmicas.

Centro de Expansão Subaérea....................................................................................................Subareal expansion center

Centre d'expansion subaérien / Centro de expansión subaérea / Subareal Expansion Zentrum / 地表扩张中心 / Центр подземного развития / Centro di espansione subaereo /

Lugar onde o material do manto terrestre é, via as fracturas associadas à ruptura da litosfera, extrudido num ambiente continental ou subaéreo, onde ele se pode escoar lateralmente (em direcção do continente). Num ambiente aquático o material vulcânico é, rapidamente, solidificado, o que quer dizer que ele não se pode escoar. Sinónimo de Centro de Alastramento Subaéreo.

Ver: " Cronologia da Tefra"

Centro de Expansão Submarino....................................................................................Submarine expansion center

Centre d'expansion sous-marin / Centro de expansión submarino / Submarine Expansion Zentrum / 海底扩张中心 / Центр подводного развития / Centro espansione sotto-marino /

Lugar onde o material do manto terrestres é, via as fracturas associadas à ruptura da litoesfera, extrudido num ambiente aquático (principalmente marinho), onde ele não se pode escoar, lateralmente, e se solidifica, in situ, sob a forma de lavas em travesseiro ou de diques com toldo (“sheeted dykes” dos geocientistas de língua inglesa).

Ver: " Cronologia da Tefra"