Ciclo Subsequência................................................................................................................................................................................Subsequence Cycle

Cycle sub-séquence / Ciclo sub-secuencia / Subsequenz Zyklus / 序列周期 / Цикл подпоследовательностей / Ciclo sottosequenza

Intervalo sedimentar dentro dos cortejos de nível alto do mar (intervalo transgressivo IT e prisma de nível alto PNA) e do prisma de nível baixo (PNB) definido por deslocamentos laterais dos centros de deposição induzidos quer pelas variações do acarreio sedimentar quer por uma variação da acomodação. Estas variações que, em geral, são devidas ao abandono dos sistemas deltaicos, traduzem-se por deslocamentos laterais e para a bacia, dos biséis costeiros de agradação. Os ciclos subsequência não são controlados pelo eustatismo (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e, como tal, não devem ser confundidos com os ciclos sequência. Wagonnier, utiliza o termo parassequência episódica como sinónimo de ciclo subsequência. Nós preferimos restringir o termo de parassequência aos paraciclos sequência periódicos (como os intervalos sedimentares dos intervalos transgressivos IT, limitados entre duas superfícies de inundação e controlados pelos ciclos orbitais de Milankovitch).

Ver: "Ciclo Estratigráfico”
&
"Ciclo Eustático”
&
"Estratigrafia Sequencial"

Figura 133 (Ciclo Subsequência) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da China (margem continental divergente de tipo não Atlântico (*)que recobre uma bacia interna ao arco), os lóbulos deltaicos (intervalos coloridos em tons acastanhados), reconhecidos acima do intervalo transgressivo (IT), do ciclo sequência (limitado entre as dias discordância sublinhas pela linhas onduladas vermelhas, que enfatizam descidas significativas do nível do mar relativo), podem ser interpretados como ciclos subsequência ou como nós preferimos dizer paraciclos sequência episódicos. A conjectura de que nos intervalos deltaicos, os deslocamentos dos biséis de agradação costeiros (agradação negativa), são causados por variações do acarreio terrígeno é difícil de refutar. Esta hipótese, foi avançada pelos geocientistas da companhia petrolífera francesa Elf nos anos 70, no edifício deltaico do Nigéria, e é conhecida sob nome de “efeito de pêndulo”. Todo o paraciclo eustático desloca para o continente a linha da costa (mais ou menos, a ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição, sobretudo nas linhas sísmicas), quer isto dizer, que ela é forçada a regredir, devido à ingressão marinha. Um paraciclo eustático é seguido por um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual os sedimentos se depositam formando o que os geocientistas chamam um paraciclo sequência, antes que uma nova subida do nível do mar relativo desloque, outra vez, para montante, a linha da costa, para que um novo período de estabilidade ocorra, etc., etc. Isto quer dizer que: (i) Durante a subida do nível do mar relativo, que desloca a linha da costa para o continente produz-se, unicamente, uma superfície de ravinamento sobre os sedimentos que formam a topografia pré-existente; (ii) É durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, cuja duração pode ser, mais ou menos, longa, que se depositam os sedimentos que deslocam, pouco a pouco, a linha da costa para o mar, formando o que os geocientistas chamam um regressão sedimentar (**) (regressão) ; (iii) Não há nenhum ciclicidade na variação do nível do mar relativo, uma vez que para haver ciclicidade tem, necessariamente, que haver uma descida relativa, o que não é o caso ; (iv) Cada lóbulo deltaico, induzido pelo deslocamento do acarreio terrígeno, não corresponde a um ciclo sequência, mas um paraciclo sequência (do grego pará “cerca de”, “semelhança”), que os geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) chamaram, nos primeiros tempos da estratigrafia sequencial, ciclo subsequência. Quando o nível do mar relativo é estável, desde que um lóbulo deltaico se deposita em frente da desembocadura de um rio, a lâmina de água diminui e não há mais espaço disponível (acomodação) para que os sedimentos se depositem por cima do lóbulo. A corrente com o seu acarreio terrígeno desloca-se, lateralmente e para jusante em relação ao lóbulo já depositado, onde há espaço disponível suficiente para que um novo lóbulo se deposite. Este deslocamento lateral e para baixo cria uma agradação negativa aparente, que, como ilustrado é, rapidamente, fossilizada pelos biséis de agradação posteriores. Os biséis de agradação costeiros associados a uma tal agradação negativa não estão associados a uma descida do nível do mar relativo e por isso a superfície de agradação não pode ser considerada como uma discordância, uma vez que não há erosão. É importante não esquecer que: a) Um lobo deltaico corresponde, em geral, a um delta e não a um edifício deltaico ; b) Um delta é um cortejo sedimentar, quer isto dizer, uma associação lateral de sistemas de deposição (mais ou menos, um fácies de Gressly, ou seja, um intervalo litológico com uma fauna típica, depositado num determinado ambiente) síncronos e geneticamente ligados ; c) Os sistemas de deposição que, em geral, formam um delta são, do continente para o mar: 1- Arenitos argilosos e siltes da planície deltaica e areias de frente do delta, ; 2- Argilitos do prodelta e 3- Argilitos da base do talude e, por vezes, areias turbidíticas (turbiditos proximais) ; d) Um paraciclo sequência é formado por um ou vários cortejos sedimentares.

(*) Uma margem divergente de tipo não-Atlântico desenvolve-se num contexto geológico compressivo (dentro de uma megassutura) em associação com uma oceanização, ou seja, em associação com um mar marginal.

(**) A linha da costa desloca-se para o mar (prograda, mas para cima), unicamente, devido ao acarreio terrígeno, o nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica) é constante, o que quer dizer que não nenhuma regressão marinha.

Ciclo Supersequência...............................................................................................................................................................Supersequence Cycle

Cycle super-séquencequência / Ciclo súper-secuencia / Zyklus Supersequenz / 周期超层 / Цикл надпоследовательностей / Ciclo supersequenza

Intervalo sedimentar depositado durante um ciclo eustático de 2ª ordem (superciclo eustático de P. Vail) que corresponde a um subciclo de invasão continental. Um ciclo supersequência é, normalmente, constituído por 5-7 ciclos sequência, limitados por descidas do nível do mar relativos significativas. Os ciclos supersequência são agrupados em conjuntos de três ou quatro unidades para formarem um ciclo de invasão continental. As sucessões de ciclos supersequência, com uma duração de 36-40 My, parecem ser as preponderantes na história geológica.

Ver: "Ciclo Estratigráfico”
&
“Ciclo Eustático”
&
" Ciclo de Invasão Continental "

Figura 134 (Ciclo Superssequência) - O termo “ciclo supersequência” utilizado pelos geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), no início da estratigrafia sequência, foi substituído por “subciclo de invasão continental” (Duval et al., 1993) por razões evidentes: (i) A interpretação geológica depende das expectativas do observador, mas também da escala do observado ; (ii) Em português, mas não só, “supersequência” significa um sequência muito grande ou um ciclo sequência muito grande, o que não é o caso do intervalo considerado pelos geocientista da Exxon ; (iii) Em associação com um “ciclo supersequência” ou, unicamente, “supersequência” não há nem “supercones submarinos”, nem “superintervalos transgressivos”, mas sim uma sobreposição vertical de vários ciclos sequência, mais ou menos, bem definidos. É por isso que nós, em colaboração com B. Duval (da Total SA) e Peter Vail (da Universidade de Rice, Houston) sugerimos chamar a um “ciclo supersequência” subciclo de invasão continental, o qual é induzido por um ciclo eustático de 2a ordem caracterizado por uma duração entre 3-5 My e 50 My e limitado entre duas discordâncias. Dentro de um subciclo de invasão continental, podem reconhecer-se não só duas subfases tectonicosedimentares: a) Subfase transgressiva na base e b) Subfase regressiva no topo, separadas por uma significativa superfície de base das progradações, mas igualmente um certo número de ciclos sequência. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore Oeste da Índia, o qual corresponde a uma margem divergente de tipo Atlântico de idade Mesozóico / Cenozóico sobrejacente a bacias de tipo rifte de idade Mesozóico (*), dentro do ciclo de invasão continental pós-Pangeia (induzido pelo ciclo eustático Mesozóico / Cenozóico de 1ª ordem), o qual, na base, é limitado pela discordância associada à ruptura da litosfera (BUU) e pelo fundo do mar, podem ser reconhecidos vários subciclos de invasão continental (antigas “supersequências”). As discordâncias, que limitam os subciclos de invasão continental sublinham deslocamentos para baixo (agradação negativa) e para o mar (progradação), dos biséis de agradação costeiros. Neste caso particular, ou seja, quando a agradação é negativa, certos geocientistas dizem que os biséis de agradação costeiros progradaram para baixo (“downbuilding” dos autores anglo-saxões). Ao contrário, quando a agradação é positiva, eles dizem que os biséis de agradação costeiros progradam para cima (“upbuilding” dos autores anglo-saxões). Segundo a assinatura estratigráfica, proposta por P. Vail e seus alunos, que é corroborada (não confundir com verificada, uma vez que em Geologia nada se provocar que é verdade) por os poços de pesquisa petrolífera perfurados nesta região, as discordâncias principais são, de cima para baixo: SB. 5,5 Ma ; SB. 10,5 Ma ; SB. 25,5 Ma ; SB. 30,0 Ma e SB. 68,0 Ma. A discordância SB. 10,5 Ma (Ma e não My, uma vez que, por convenção, Ma designa uma idade geológica, isto é, anos atrás e My um intervalo de tempo qualquer) é o limite inferior do subciclo de invasão continental limitado entre SB. 5,5 Ma e SB. 10,5 Ma. O intervalo entre a discordância BUU (discordância da ruptura da litosfera) e a discordância SU (descontinuidade do topo das lavas subaéreas) é, principalmente, constituído por derrames de lavas (crusta vulcânica subaérea) que se depositaram, imediatamente, depois da ruptura da litosfera (BUU). Estas lavas subaéreas passam lateralmente as lavas em travesseio (diques vulcânicos com toldos arredondados, vista que o material vulcânico não se pode escoar dentro de água), que constituem a verdadeira crusta oceânica. Nesta tentativa de interpretação, como na maior parte das margens divergentes vulcânicas, os derrames subaéreos que formam os célebres SDRs (acrónimo de Seaward Dipping Reflectors”) dos autores anglo-saxões, cobrem, em grande parte, o soco (crusta continental do Gondwana) e as bacias de tipo rifte mais externas, que se formaram antes da ruptura da litosfera do Gondwana, como ilustrado na parte central desta tentativa de interpretação. Actualmente, pode diz-se que o termo “ciclo supersequência” utilizado pelos geocientistas da Exxon, nos anos 80, foi, praticamente, abandonado, uma vez uma “supersequência” não tem nada a ver com um ciclo sequência grande, como tal termo sugere.

(*) As bacias de tipo rifte desenvolver-se dentro da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana, a quando ao alargamento que precedeu a ruptura da litosfera, o que quer dizer, que a margem divergente, localmente, pode fossilizar quer a crusta continental do pequeno supercontinente Gondwana quer as bacias de tipo rifte.

Ciclo Transgressão / Regressão (sedimentares)......................Transgression / Regression Cycle

Cycle transgression-régression / Ciclo transgresión-regresión / Transgression-Regression Zyklus / 侵 - 回归周期 / Трансгрессивно регрессивный цикл / Ciclo Trasgressione-regressione

Intervalo sedimentar depositado na plataforma continental, em geral, durante condições geológicas de nível marinho alto, dividido por uma superfície da base das progradações. Dentro de um ciclo sequência, um ciclo sedimentar transgressão / regressão é formado pelo intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA).

Ver: "Ciclo Estratigráfico"
&
" Cortejo Sedimentar "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "

Figura 135 (Ciclo Transgressões / Regressão) - Convencionalmente, uma regressão sedimentar, representa um deslocamento dos depósitos costeiros para jusante enquanto que uma transgressão sedimentar corresponde ao deslocamento dos depósitos costeiros para o continente. As expressões regressão sedimentar e transgressão sedimentar precisam que se está a falar de um deslocamento dos sedimentos costeiros e não, necessariamente, da linha da costa (nível do mar). A linha da costa pode regredir (retroceder, retrogradar em direcção do continente) ou progredir (avançar) em direcção do mar, unicamente devido às variações do nível do mar relativo, sem que haja sedimentação significativa. Uma ingressão marinha (também se pode dizer transgressão marinha) desloca a linha da costa para a terra, enquanto que uma regressão marinha (descida do nível do mar) desloca a linha da costa para o mar, sem que haja sedimentação significativa. Os sedimentos clásticos vêm todos, directa ou indirectamente, do continente. Ao nível dos cortejos sedimentares (paraciclos sequência) os sistemas de deposição são progradantes sem que o nível do mar relativo varie (a deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha). Os depósitos costeiros de um paraciclo sequência em relação aos depósitos costeiros do paraciclo sequência precedente são progradantes ou retrogradantes (excluindo o caso particular de uma estabilidade da posição da linha da costa). Não se pode falar de transgressão sedimentar ou de regressão sedimentar em isolação. Elas são sempre relativas, quer isto dizer, que elas se definem-se sempre em relação aos depósitos costeiros precedentes. Um conjunto de cortejos sedimentares, ou seja, um subgrupo de cortejos sedimentares pode, globalmente, deslocar os depósitos costeiros para o mar (regressões sedimentares (*)) ou para a terra (transgressões sedimentares). Os depósitos costeiros não têm uma marcha atrás, como um automóvel, par se deslocarem para o continente. As transgressões sedimentares (e não transgressão) é o nome dado ao conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes, e das regressões sedimentares cada vez mais pequenas associadas, conjunto que, globalmente, cria uma morfologia retrogradante. Ao nível dos ciclos sequência, as transgressões e regressões sedimentares estão associadas a subidas do nível do mar relativo. Nas transgressões sedimentares, o nível do mar relativo sobe em aceleração, ou seja, as ingressões marinhas são cada vez mais importantes Numa regressão sedimentar, o nível do mar sobe em desaceleração. Nas transgressões sedimentares, a cada subida do nível do mar relativo (a cada ingressão marinha), a linha da costa desloca-se para o continente. Um tal descolamento aumenta, consideravelmente, a extensão da plataforma continental e diminui o acarreio sedimentar (uma parte da antiga planície costeira é submersa). A progradação dos sedimentos depositados durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que se segue o cada paraciclo eustático, não é suficiente, para que a linha da costa atinja a posição que ela tinha antes da subida do nível do mar relativo. Uma nova subida do nível do mar relativo desloca, outra vez, a linha da costa para o continente e o mecanismo de deposição repete-se até que uma descida significativa do nível do mar relativo ocorra. As transgressões sedimentares correspondem, a uma sucessão de regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Os ciclos transgressões / regressões (acrónimo T/R) são utilizados na estratigrafia genética, uma vez que o limite o limite inferior é uma superfície de base das progradações. Dentro de cada ciclo T/R existe sempre uma ou várias discordâncias, função da hierarquia dos ciclos T/R. Como ilustrado, há várias ordens de ciclos T/R, da mesma maneira como há várias ordens de ciclos eustáticos. Depois da ruptura d o supercontinente Pangeia, o ciclo T/R de 1ª ordem, tem como limite, entre a fase transgressiva e regressiva, a superfície de máxima de inundação, que ocorreu há cerca de 91,5 Ma (Cenomaniano-Turoniano). O nível do mar absoluto subiu durante a fase transgressiva e desceu durante a fase regressiva. Dentro de este ciclo existem vários ciclos T/R de 2ª ordem. As superfícies da base das progradações, que limitam a fase transgressiva da regressiva dos ciclos T/R de 2ª ordem são: SBP. 231 Ma ; SBP. 210 Ma ; SBP. 179 Ma ; SBP. 157 Ma ; SBP. 116 Ma ; SBP. 90 Ma ; SBP. 60 Ma ; SBP. 52 Ma ; SBP. 39 Ma ; SBP. 10 Ma. Dentro de cada ciclo T/R de 2ª ordem, podem existir vários ciclos 3ª ordem. Cada um destes ciclos é constituído por sedimentos que pertencem a dois ciclos estratigráficos diferentes, mas contíguos, uma vez que entre uma regressão sedimentar e transgressão sedimentar existe sempre uma discordância, isto é, uma descida significativa do nível do mar relativo.

(*) Um conjunto de regressões sedimentares forma o que muito geocientista têm o hábito de chamar “Regressão”. O conjunto de transgressões sedimentares (paraciclos sequência cada vez mais pequenos) forma o que muitos geocientistas chamam uma “Transgressão”.

Ciclo de Wilson.......................................................................................................................................................................................................................Wilson Cycle

Cycle de Wilson / Ciclo de Wilson / Wilson-Zyklus / 威尔逊旋回 / Цикл Уилсона / Ciclo di Wilson

Abertura e fecho das bacias oceânicas devido à tectónica das placas. Num ciclo de Wilson, as seguintes fases tectónico-estratigráficas podem se reconhecer: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica e Alargamento ; (3) Ruptura da Litosfera ; (4) Expansão Oceânica ; (5) Subducção ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico, com formação de uma Cadeia de Montanhas ; (7) Peneplanização (da cadeia de montanhas) e Subducção ; (8) Colisão Continente-Continente e (9) Fim do ciclo de Wilson com a formação de um novo cratão continental estável.

Ver: " Supercontinente "
&
" Subducção do Tipo-B (Benioff) "
&
" Subducção de Tipo-A (Ampferer) "

Figura 136 (Ciclo de Wilson) - O ciclo de Wilson, proposto por Tuzo Wilson, explica de forma ordenada, o processo de abertura e fechamento dos oceanos, assim como a fragmentação e subsequente formação dos supercontinentes, o que provoca a formação de cadeias de montanhas, e resume tudo o que sucede nas margens continentais divergentes (ou construtivas) e convergentes (ou destrutivas) da litosfera. Num ciclo de Wilson, as seguintes etapas podem ser postas em evidência: (i) Cratão Continental Estável como, por exemplo, o supercontinente Protopangeia ou Rodínia (do russo “rodit" que quer dizer criar ou crescer) do Pré-Câmbrico ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (riftização) do cratão, com formação de bacias do tipo rifte ; (3) Ruptura da Litosfera, com a criação de nova crusta vulcânica (subaérea e oceânica) e formação de duas placas litosféricas e duas margens divergentes ; (4) Expansão ou Alastramento Oceânico, que, pouco a pouco, transforma as margens jovens em margens velhas devido ao arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica ; (5) Subducção, ou seja, mergulho de uma das placas litosférica sob a outra (quando a densidade da crusta oceânica é muito grande, ela parte-se em duas porções e uma delas 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, enquanto que na outra extremidade da placa litosférica se encontra a margem divergente gémea ; (7) Peneplanação da cadeia de montanhas e nova subducção da crusta oceânica com a margem gémea criando outra margem convergente ; (8) Colisão Continente / Continente e fecho do oceano criado entre as duas margens divergentes iniciais e (9) Fim do ciclo de Wilson com a formação de um novo cratão continental estável. Este modelo geológico explica de maneira razoável a agregação e fragmentação dos supercontinentes (Protopangeia ou Rodínia, no fim do Pré-Câmbrico e Pangeia no fim do Paleozóico). Ele explica também os ciclos de T / R de 1ª ordem associados com as variações do nível do mar absoluto ou eustático. Admitindo que a quantidade de água (sob todas as suas formas) é constante desde a formação da Terra, isto é, desde há cerca de 4,5 Ga, é fácil de compreender que o nível global do mar é mais alto, quando as expansões oceânicas são predominantes (o volume das bacia oceânicas diminui devido à formação e volume das rides oceânicas), e que ele é mais baixo, quando os continentes se agregam para formar um supercontinente (o volume das bacias é máximo, uma vez que o volume das rides oceânicas é mínimo). Os ciclos T / R de ordem superior, isto é de 2a e 3a ordem implicam factores geológicos outros que a variação do volume das bacias oceânicas. Como o ciclo de Wilson é baseado na teoria da tectónica das Placas, lembremos que : (A) A camada externa e rígida da Terra, isto é, a litosfera é um mosaico de placas tectónicas que se deslocam umas em relação às outras, com velocidades da ordem de alguns centímetros por ano (velocidade de crescimento das unhas dos seres humanos) ; (B) As placas nascem ao nível das dorsais médio oceânicas ;e elas flutuam sobre uma camada plástica e quente do manto chamada astenosfera ; (C) As placas afastam-se sem deformar e o seu movimento está, directamente, ligado ao alastramento ou expansão do fundo oceânico no qual o material quente e fundido da astenosfera se eleva através da litosfera até ao topo das montanhas oceânicas (dorsais médio oceânicas) onde, por arrefecimento, ele forma a crusta oceânica ; (D) A nova crosta oceânica afasta-se, continuamente, do eixo das dorsais médio-oceânicas e ao aproximar-se dos continentes, as placas são destruídas nas fossas oceânicas, ao longo das zonas de subducção de Benioff, mergulhando no manto (neste processo, apenas as partes oceânicas das placas são engolidas ; (E) Os continentes são, geralmente, considerados como objectos passivos veiculados pelo alastramento do fundo oceânico ; eles não permanecem, completamente, imunes aos mecanismos da Tectónica das placas) ; (F) Os continentes (blocos da crusta continental) podem colidir e criar continentes de grandes dimensões ; (G) Os limites das placas são constituídos pela dorsais, zonas de subducção e falhas transformantes ; (H) A energia interna do globo dissipa-se nos limites das placas e a dissipação é mecânica (tremores de terra, formação da montanha, etc.) ou térmica (plutões, vulcões, etc.) ; (I) Os movimentos relativos das placas são regidos pelas leis matemáticas da cinemática sobre uma esfera (o movimento relativo de duas calotas esféricas rígidas é, completamente, descrito quando se conhece o pólo de rotação (pólo de Euler), e a velocidade angular).

Ciclostratigrafia...............................................................................................................................................................................................Cyclostratigraphy

Cyclostratigraphie / Ciclostratigrafía / Zyklische Stratigraphie, Cyclostratigraphy / 旋回地层 / Циклостратиграфия / Ciclostratigrafia

Divisão das secções sedimentares em unidades depositadas em função dos ciclos orbitais de Milankovitch. O Pleistocénico, por exemplo, pode subdividir-se em vários ciclos utilizando as flutuações dos isótopos de oxigénio (O16 /O18), as quais exprimem o aumento ou diminuição da criosfera em resposta aos ciclos de Milankovitch.

Ver: " Ciclo de Milankovitch "
&
" Teoria de Milankovitch "
&
“ Teoria Astronómica dos Paleoclimas "

Figura 137 (Ciclostratigrafia) - Como a estratigrafia sequencial (sucessão e interconexão entre todos os ciclos estratigráficos, utilizando dados de campo, subsuperfície e dados sísmicos) só pode ser compreendida por uma abordagem holística ou sistémica, certos geocientistas utilizam a expressão Estratigrafia Sistémica em vez de Estratigrafia Sequencial para enfatizar melhor a abordagem global e a interligação entre os diferentes parâmetros geológicos que afectam a estratigrafia. O termo ciclostratigrafia foi proposto como sinónimo de estratigrafia sequencial, mas este termo era já utilizado para designar o estudo dos intervalos sedimentares depositados em associação com os ciclos orbitais de Milankovitch. Efectivamente, os sedimentos recentes podem ser classificados na base das flutuações dos isótopos de oxigénio para representar a paleotermometria da Terra, quer isto dizer, as mudanças relativas da criosfera (zona da Terra onde o gelo e solo congelado são formados) em resposta aos ciclos de Milutin Milankovitch. A taxa de O^18/O^16 dá um registo da temperatura no passado (os isótopos mais leves, que são estáveis e sempre os mais abundantes, tendem a difundir-se e a reagir mais, facilmente, do que os isótopos mais pesados). A molécula de água é constituída por um átomo de oxigénio combinado com dois átomos de hidrogénio. O oxigénio é uma mistura de três isótopos naturais: 16O (99,76%) ; 17O (0,04%) e 18O (0,20%). No ciclo da água, o 18O isótopo pesado move-se mais dificilmente do que a 16O isótopo mais leve. O isótopo 18O evapora-se menos, facilmente, no equador e cai, frequentemente, com a precipitação (chuva ou neve) que enfatizam o caminho da água para os pólos. As calotas polares são mais pobres em isótopo pesado (18O) do que os oceanos, e isso quanto mais o clima é frio. Assim, um gelo pobre em 18O sugere uma proveniência de uma época de clima frio, enquanto que um gelo menos pobres em 18O vem de uma época de clima quente. Por outras palavras, a precipitação (chuva, neve, etc.) e, portanto, a água contida no gelo dos glaciares tem um fraco teor de O16. Todavia, desde que uma grande quantidade de água com O16 foi armazenada no gelo dos glaciares e nas calotas glaciárias, o teor de O^18 na água dos oceanos fica muito grande. Uma água mais fria do que a temperatura média actual (10° / 15°C) sugere uma glaciação. Igualmente, os organismos marinhos formam as suas conchas a partir dos elementos químicos contidos na água do mar, incluindo o oxigénio. A razão isotópica do oxigénio constituindo as conchas encontrados em sedimentos marinhos permite retraçar a história do clima do nosso planeta. Na realidade, a evolução do 18O / 16O na água é, inversamente proporcional, à extensão das calotas glaciárias. Um oceano, e, portanto, os sedimentar ricos em 18O sugerem calotas glaciárias pobres em 18O e um clima frio (http://www.cnrs.fr/cnrs-images/sciencesdelaterreaulycee/contenu/paleoclim1-1.htm). Os diagramas que ilustram a temperatura da água no passado sugerem, fortemente, que o clima variou de uma maneira cíclica, com grandes ondulações harmónicas (periódicos com o mesmo sinal de frequência) ou pequenos ciclos que se sobrepõem aos grandes (*). A taxa dos isótopos tem sido muito utilizada para identificar, durante o Pleistocénico, os períodos de glaciação máxima e mínima, como ilustrado nesta figura. Os ciclos estratigráficos do Neogénico têm sido associados às variações da insolação causadas pelas oscilações da órbita e pelas diferentes orientações do eixo da Terra (datadas pela correlação entre os ciclos sedimentares e a insolação calculada). No exemplo ilustrado nesta figura, os sedimentos alternam, por vezes, com um limo rico em microrganismos fósseis amarelados ou ligeiramente verdes (nerítico, nível alto do mar) e um limo com microrganismos fósseis de cor cinzenta e com foraminíferos (pelágico, nível baixo). Nas unidades litológicas superiores, a parte pelágica é, por vezes, limitada a um nível endurecido. O ciclo começa com um nível argiloso de base. Uma correlação entre os ciclos da insolação (**), da susceptibilidade magnética (capacidade que tem um material de se magnetizar sob a ação de uma estimulação magnética de um campo magnetizante ao qual ele é submetido) e da resistividade (oposição de um material ao fluxo da corrente eléctrica) é provável. A versão filtrada das curvas da susceptibilidade magnética e resistividade enfatiza melhor uma tal ciclicidade.

(*) Uma água com uma temperatura superior de cerca de 5° C à da média actual representa um período interglaciário, o que quer dizer, que o seu teor em O18 é pequeno.

(**) O clima terrestre é parametrado pela insolação, ou seja, pela quantidade de energia solar recebida pela Terra. A variação de temperatura entre o dia e a noite é um exemplo notável da influência da energia solar sobre o clima da Terra, no entanto curto prazo. A fonte de radiação solar é considerada, mais ou menos, constante, mas o posicionamento da Terra em relação ao Sol varia de acordo com vários factores periódicos. A insolação é cíclica devido, principalmente, aos três parâmetros orbitais (excentricidade, inclinação e precessão).

Ciclotema......................................................................................................................................................................................................................................................Cyclothem

Cyclothème / Ciclotema / Zyklothems / 旋回 / Циклотема / Cyclothem

Termo proposto por Weller (1958) para definir uma série de camadas depositadas durante um ciclo sedimentar transgressão-regressão, como as camadas de carvão do Pensilvaniano associadas às plataformas instáveis ou às bacias cratónica, onde as transgressões sedimentares alternam com as regressões sedimentares. Os ciclotemas do Pensilvaniano depositaram-se devido a uma topografia, extremamente, plana das bacias cratónicas (várias vezes cobertas pelo mar), razão pela qual elas nunca foram cobertas por gelo. Um ciclotema é uma unidade litostratigráfica informal equivalente a uma formação geológica.

Ver: " Estratigrafia "
&
" Litostratigrafia "
&
" Ciclo de Transgressão / Regressão "

Figura 138 (Ciclotema) - No sector Este dos Estados Unidos e, particularmente, nas bacias cratónicas (*) paleozóicas, certos conjuntos sedimentares correspondem a sobreposições de sedimentos não marinhos e marinhos, o que, evidentemente, sugere avanços e recuos dos depósitos costeiros (regressões sedimentares e transgressões sedimentares). Cada intervalo constituído por uma sobreposição de sedimentos não marinhos e marinhos foi designado ciclotema por Weller, em 1958. A espessura média de um ciclotema é cerca de 6 m, metade da qual é continental e a outra metade marinha. Por outras palavras, um ciclotema é um intervalo sedimentar que representa um ciclo de transgressões / regressões. Todavia, actualmente, muitos geocientistas utilizam o termo ciclotema para designar uma unidade sedimentar repetida, quer numa sedimentação cíclica, quer uma sedimentação rítmica. Numa deposição cíclica, de baixo para cima, um ciclotema pode ser constituído pela unidades seguintes: Intervalo 1, Intervalo 2, Intervalo 3, Intervalo 4, Intervalo 3, Intervalo 2, Intervalo 1. Numa sedimentação rítmica, um ciclotema é o conjunto A, B, C, D da sequência A, B, C, D / A, B, C, D. Os ciclotemas associados a uma sedimentação rítmica são, em geral, formados por: A) Arenitos grosseiros ; (B) Arenito finos ; (C) Argilitos ou folhetos (como dizem os geocientistas brasileiros) ; (C) Calcários, passando de novo para o segundo ciclotemas com a repetição de todas, ou quase todas, aos sistemas de deposição citados (litologia com uma fauna, mais ou menos, característica depositada num determinado ambiente. Uma unidade sedimentar cíclica pode ser considerada como um ciclotema simétrico, enquanto uma unidade sedimentar rítmica é um ciclotema assimétrico. Embora muito geocientistas considerem os termos ciclo e ritmo como sinónimos, geneticamente uma sedimentação cíclica e uma rítmica estão associadas a eventos geológicos diferentes. Um conjunto de ciclotemas forma um megaciclotema e uma sequência de megaciclotema forma um hiperciclotema. A maioria dos ciclotemas com carvão estendem-se por grandes regiões continentais formando séries, embora raramente possa ocorrer, também, isoladamente. Em algumas áreas foram reconhecidas séries de até 10 ciclotemas. Na América do Norte, os ciclotemas com carvão estendem-se por milhares de quilómetros quadrados, são notavelmente, uniformes em espessura e organização interna. Durante o Carbonífero, grande parte do Este da América do Norte era uma vasta planície baixa (quase ao nível do mar), provavelmente, semelhante à planície costeira actual do Golfo do México. O empilhamento destes ciclotemas do Carbonífero sugerem frequentes e repetidas subidas e descidas do nível do mar relativo (nível do mar local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). No esquema estratigráfico mostrado nesta figura está ilustrado um ciclotema típico do Pensilvaniano no qual 10 unidades sedimentares se podem reconhecer. A parte inferior é composta por sedimentos não marinhos, os quais terminam pelo depósito de um nível de carvão (nível 5). A camada de carvão está coberta por sedimentos marinhos, o que sugere uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo) e a submersão da zona pantanosa. Ciclotemas ricos em carvão foram reconhecidos em estratos da mesma idade (Pensilvaniano) na Europa. Uma repetição de ciclotemas, isto é, a alternância de depósitos não marinhos e marinhos sugere: (i) Variações repetidas da subsidência regional ; (ii) Levantamentos repetidos e (iii) Variações eustáticas (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e variações do nível do mar relativo repetidas. Os ciclotemas foram, inicialmente, identificados nos EUA e interpretados como uma interacção entre: (a) Um clima tropical / equatorial ; (ii) Um acarreio terrígeno detrítico importante (areia e lama) e (c) Variações significativas do nível do mar relativo.

(*) As bacias cratónicas pós-Pangeia (sineclises dos autores russos) são como as bacias do tipo rifte, localizadas sobre uma crusta continental, em geral, de idade pré-mesozóica. As bacias cratónicas do Paleozóico como, a bacia cratónica do Michigão (EUA), são formadas sobre uma crusta do Pré-câmbrico. Estas bacias não estão, directamente, associadas à expansão oceânica (alastramento oceânico). Na maior parte dos casos, elas desenvolvem-se quando a ruptura da crusta continental e a expansão oceânica são abortadas. A bacia cratónica do Mar do Norte é um exemplo magnífico deste tipo de bacias. A génese destas bacias é ainda muito enigmática. Os modelos geológicos propostos para explicar a magnitude da subsidência e do levantamento do arco cratónico (anticlesis na literatura russa) não são muito satisfatórios.

Cimatopausa.........................................................................................................................................................................................................................................Wave base

Kymatopause / Cimatopausa, Base de ola / Wellenbase / 波基地 / Волновая база / Base dell'onda /

Profundidade para além da qual o movimento oscilatório das ondas do mar não se faz sentir.

Ver: « Ondulação»

Cimentação.......................................................................................................................................................................................................................................Cementation

Cimentation / Cementación / Zementierung / 胶结 / Цементация / Cementazione /

Um dos quatro processos que operam na formação dos recifes: (a) Processos Construtivos, isto é, os processos biológicos, como o crescimentos dos organismos carbonatados ; (b) Processos Destrutivos, ou seja, todos os processos que podem destruir ou provocar danos no crescimento de um recife, como, a acção das ondas do mar e a bioerosão (destruição biológica) ; (c) Sedimentação, isto é, a acumulação da matéria biogénica, criada pela intensa actividade biológica à volta de um recife e dos detritos do próprio recife e (d) Cimentação, que tem uma grande influência na forma de um recife e que pode ser precoce e importante, como é o caso em muitos recifes antigos e recentes. Em consequência destes quatro processo (construtivos, destrutivos, sedimentação e cimentação), uma grande variedade de morfologias e estruturas internas podem ser reconhecidas nos recifes.

Ver: " Princípio Geológico"
&
" Compactação Diferencial "
&
" Litostratigrafia "

Figura 139 (Cimentação, processo recifal) - As rochas sedimentares formam-se a partir de pequenos pedaços de rochas (sedimentos). O vento e as correntes de água transportam os sedimentos e depositam-os em camadas, mais ou menos, sub-horizontais, normalmente, no fundo do mar ou no fundo de um lago. Os sedimentos depositados são transformados em rochas por dois processos geológicos: (i) Compactação (diminuição do volume de uma massa de sedimentos, geralmente, devido a uma deposição contínua de sedimentos no mesmo sítio embora outras causas sejam possíveis) e (ii) Cimentação (preenchimento do espaço entre os detritos por substâncias minerais). Quando os sedimentos são enterrados, devido a sobreposição de outras camadas sedimentares, eles são submetidos a altas pressões e temperaturas, que começam a aglutinar os grãos uns contra os outros. À medida que a profundidade de enterramento aumenta, os grãos sedimentares são colados uns contra os outros pela formação de novos minerais, como o cimento liga os grãos de areia no almofariz de um pedreiro. Durante o processo de compactação certos minerais das rochas são dissolvidos e depois podem precipitar no espaço entre os grãos sedimentares, diminuindo assim a porosidade. Os minerais que mais, frequentemente, cimentam os grãos de uma rocha sedimentar são a calcite (CaCO3), sílica (SiO2), óxidos de ferro e minerais argilosos. Os processos geológicos de erosão, deposição, compactação e cimentação podem demorar milhões de anos para transformar os fragmentos das rochas (sedimentos) em rochas sedimentares coerentes e duras. Quanto maior é a cimentação de uma rocha sedimentar menor é a sua porosidade (espaço livre e interconectado entre os grãos sedimentares) e a sua permeabilidade (possibilidade que fluídos se escoem através dela), as quais são características importantes das rocha-reservatório. A compactação depende do fácies dos sedimentos (litologia e fauna associada num determinado ambiente). Um intervalo sedimentar argiloso compacta-se muito mais do que um intervalo arenoso. Quando um intervalo arenoso, como o preenchimento arenoso de um vale cavado, se encontra dentro ou por baixo de um intervalo argiloso, como os argilitos de um cortejo transgressivo, a geometria entre os diferentes fácies muda devido à diferente compactação das areias e argilas. Um preenchimento arenoso, mais ou menos, isópaco dentro de um intervalo argiloso, por compactação diferencial, adquire uma geometria fusiforme (em forma de fuso). A diferente compactação das rochas dos lábios de uma falha (blocos falhados ou deslocados) deforma o plano de falha original, o que permite aos geocientista prognosticar a litologia, mais provável, das camadas em termos de compactação. Um argilito é mais compactável do que um arenito, o qual é mais compactável do que um calcário. Nas bacias sedimentares com um horizonte salífero importante (bacias salíferas) a compactação diferencial, entre o sal e a cobertura, pode criar acima e ao redor dos diápiros de sal deformações significativa. A simples fricção entre o sal e as rochas ao seu redor pode criar dobras (dobras de arrasto por fricção) que, em geral se formam-se, enquanto os sedimentos estão mal ou pouco consolidados. Todavia, na maioria dos casos o sal (*) é menos resistente que as rochas em torno de dele, e as dobras friccionais não se formam. A presença de dobras das camadas em torno dos diápiros de sal, por rotação e compactação é muito comum. Como o sal é, praticamente, incompressível, ao passo que as outras rochas sedimentares se compactam em profundidade podem formar-se largas zonas de arrasto. Por outro lado, a compactação diferencial pode causar dobras aparentes de arrasto ao longo de estruturas de salíferas que se tornam mais delgadas para cima. Quando há uma intrusão forçada de sal nas camadas da cobertura, em associação com as falhas normais de acomodação formam-se pequenos blocos (“flaps” (**) dos geocientistas anglo-saxões) que podem ser empurradas para cima durante o diapirismo. Um outro mecanismo de dobramento é o adelgaçamento da camada salífera em direcção do diápiro, o que causa uma subsidência compensatória que induz um sinclinal marginal ou, a larga escala, uma bacia de expulsão (“minibasin” dos geocientista de língua inglesa).

(*) A densidade do sal não varia com a profundidade. A sua densidade é entre 2,15 e 2,17 g|cm3, função da quantidade e da composição dos minerais acessórios, qualquer que seja o seu enterramento. Isto não é o caso das outras rochas sedimentares que aumentam de densidade à medida que delas se enterram. Isto quer dizer, que em profundidade, há um ponto de inversão entre a densidade do sal e das rochas em torno dele. Acima do ponto de inversão, o sal é mais denso, enquanto que abaixo do ponto de inversão são rochas adjacentes que são mais densas.

(**) A densidade do sal não varia com a profundidade. A sua densidade é entre 2,15 e 2,17 g|cm3, função da quantidade e da composição dos minerais acessórios, qualquer que seja o seu enterramento. Isto não é o caso das outras rochas sedimentares que aumentam de densidade à medida que delas se enterram. Isto quer dizer, que em profundidade, há um ponto de inversão entre a densidade do sal e das rochas em torno dele. Acima do ponto de inversão, o sal é mais denso, enquanto que abaixo do ponto de inversão são rochas adjacentes que são mais densas.

Circulação Termohalina................................................................................................................................Thermohaline circulation

Circulation thermohaline / Circulación termohalina / Thermohaline Zirkulation / 热盐环流 / Термохалинная циркуляция / Circolazione termoalina /

Circulação da água dos oceanos induzida pelas diferenças de densidade criadas pelas variações de temperatura e salinidade. Maior é a salinidade da água do mar maior é a sua densidade. O aumento da densidade da água na superfície dos oceanos faz com que esta se afunde e desloque a água profunda. Inicialmente, ela é um fluxo vertical de água superficial que mergulha em profundidade o que produz um fluxo horizontal no qual as águas recém-afundadas deslocam as antigas residentes. Três processos muito comuns podem mudar a salinidade da água do mar e, assim, a sua densidade: (i) Evaporação (excesso de evaporação sobre a precipitação) ; (ii) Arrefecimento e (iii) Congelação.

Ver: " Corrente de Escape "

Clima..................................................................................................................................................................................................................................................................................Climate

Climat / Clima / Klima / 气候 / Климат / Clima

OO clima é um parâmetro importante da estratigrafia sequencial, visto que ele controla, parcialmente, as variações do nível do mar relativo, que podem ser induzidas pelas glaciações que têm um efeito muito substancial sobre a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é controlado pela tectonicoeustasia, glacioeustasia, geoidaleustasia, pelo aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos) e, por conseguinte, nos deslocamentos da linha de costa e da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição.

Ver: "Teoria Astronómica dos Paleoclimas"
&
" Ciclo de Milankovitch "
&
" Glacioeustasia "

Figura 140 (Clima) - Clima é a sucessão dos diferentes estados do tempo que se repetem e se sucedem na atmosfera ao longo de um ano numa determinada região. Para conhecer o clima de um lugar, é necessário fazer observações do tempo atmosférico diariamente, durante muitos anos, para verificar a regularidade das combinações dos seus elementos, que são: (i) A temperatura ; (ii) A pressão atmosférica ; (iii) As precipitações (qualquer tipo de fenómeno relacionado à queda de água da atmosfera, que seja, neve, chuva ou granizo) (iv) Os ventos. Na estratigrafia sequencial o que nos interessa mais é a paleoclimatologia que estuda as mudanças de clima à escala da história da Terra. Para isso, medem-se parâmetros, que correlacionam com as variáveis paleoclimáticas para depois inferir os valores destas (métodos proxy), uma vez que elas não podem ser medidas directamente. A temperatura, o teor de CO2 na atmosfera e as variações do nível do mar absoluto ou eustático durante o Fanerozóico foram determinadas, mais ou menos, desta maneira. Como se pode constatar nesta figura, no Carbonífero Inicial, a temperatura global média era de 20°C, embora no Carbonífero Terminal, ela tenha sido apenas de 12°C (comparável à temperatura global média de hoje). No Carbonífero Inicial, a concentração de CO2 era, mais ou menos, de 1500 ppm, mas no Carbonífero Médio ela caiu para 320 ppm (a concentração actual é de, mais ou menos, 380 ppm, ou seja, 0,038%). Nos últimos 600 My, unicamente, no Carbonífero e Quaternário, é que a concentração de CO2 na atmosfera foi inferior a 400 ppm. No passado geológico, houve sempre uma maior concentração de CO2 na atmosfera do que actualmente. Durante o Jurássico, a concentração era de 1800 ppm (4 vezes maior do que hoje). Concentrações de 7000 ppm foram as encontradas no Câmbrico. No Ordovícico Tardio, as glaciações foram abundantes, com uma concentração de CO2 de 12 vezes a concentração actual. Outros factores parece terem grande influência na temperatura e clima da Terra, como, os ciclos solares, isto é, a variação do número e frequência das manchas visíveis no Sol, que parece controlarem : (i) A estrutura da atmosfera do Sol ; (ii) A irradiação do Sol ; (iii) O fluxo da radiação solar de pequeno comprimento de onda ; (iv) A frequência das erupções, ejecções e outros fenómenos eruptivos e (v) O fluxo dos raios cósmicos que entram no sistema solar, etc. As glaciações ocorrem, periodicamente, à superfície da Terra e parecem ter uma dupla periodicidade. A primeira está associada à ciclicidade dos períodos geológicos (quando os regimes tectónicos compressivos foram predominantes, eles dobraram e levantaram os sedimentos formando montanhas onde as temperaturas são baixas), a segunda está associada à ciclicidade das variações da temperatura, para as quais várias hipóteses foram avançadas tendo em conta que, à superfície da Terra, o equilíbrio de calor é controlado pela quantidade de radiações recebidas do Sol. Tudo isto leva muitos geocientistas a considerarem que a concentração do CO2na atmosfera tem pouca influência na temperatura e no clima. Com efeito, a superposição das curvas das anomalias de temperatura, da duração dos ciclos solares e da variação de CO2 na atmosfera, desde 1860 até hoje (2007), sugere, fortemente, uma possível correlação entre as anomalias de temperatura e a duração dos ciclos solares, mas não entre as variações de temperatura e concentração de CO2na atmosfera. Desde 1980, o CO2 na atmosfera, aumentou progressivamente de cerca 290 ppm para mais ou menos 350 ppm (em volume). Entretanto, a temperatura global média variava para cima e para baixo. Ela foi, relativamente, baixa até 1885. Depois, gradualmente, subiu até 1945-1950 para diminuir de 1950 até 1975. Desde então, a temperatura subiu para atingir um máximo em 2000. A curva dos ciclo solares e da temperatura seguem variações quase paralelas. Ao contrário, há um desfasamento de cerca de 800 mil anos entre a curva da temperatura a curva da concentração de CO2 atmosférico (os picos de temperatura precedem os picos de CO2). A grande maioria dos geocientistas pensa não só que a temperatura está relacionada à actividade solar e não com CO2 mas, igualmente, que é a concentração do CO2 na atmosfera que é condicionada pela temperatura, em particular pela temperatura dos oceanos (*)e não o contrário.

(*) Quase um terço do CO2 produzido actualmente vai parar aos oceanos. A solubilidade do CO2 na água depende da temperatura e da pressão. À medida que a concentração de CO2 aumenta na água do mar, aumenta a concentração de iões H+, o que aumenta a acidez da água. Um aumento da temperatura diminui a solubilidade do CO2, quer isto dizer que há libertação de CO2 para a atmosfera. O Programa Internacional para o Estudo dos Oceanos (“IPSO”) publicou um relatório em que demonstra não apenas o aquecimento dos oceanos, mas também uma mudança no pH das águas.

Climatologia (moderna).................................................................................................................................................................................................Climatology

Climatologie (moderne) / Climatología (moderna) / Moderne Klimatologie / 现代气候 / Климатология / Climatologia moderna

Ciência baseada num grande número de observações climáticas feitas durante um pequeno intervalo de tempo (dezenas / centenas de anos). Esta observações correspondem, em geral, a medidas directas das propriedades e características da atmosfera terrestre, oceanos e gelo (calotas glaciárias, mantos glaciários e glaciares). Devido ao curto intervalo de tempo, a climatologia moderna não dá indicações sobre as mudanças climáticas. Ao contrário, a paleoclimatologia (largo intervalo de tempo, milhões de anos) dá indicações preciosas sobre as mudanças climáticas, embora os dados de observação sejam limitados).

Ver: " Clima "
&
" Glacioeustasia "
&
" Nível do Mar Absoluto "

Figura 141 (Climatologia, moderna) - Ao contrário da Paleoclimatologia, a Climatologia moderna é baseada num grande número de observações climáticas feitas, directamente, das propriedades e características da atmosfera terrestre, oceanos e gelo (calotas glaciárias e glaciares), mas durante pequeno um intervalo de tempo, o que não dá indicações sobre as mudanças climáticas (tempo geológico). Desde a formação da Terra, há cerca (4,5 Ga), as mudanças climáticas são uma realidade. Os geocientistas sabem que todas a as rochas sedimentares se depositam em associação com mudanças climáticas que induzem variações do nível do mar. Nos depósitos turbidíticos, cada camada é o resultado de um transporte dos sedimentos por correntes de gravidade que se depositaram na parte mais profunda da bacia. Entre as camadas turbidíticas depositam-se, por decantação, sedimentos argilosos. As camadas turbidíticas (arenitos) representam depósitos instantâneos, enquanto os argilitos intercaladas representam períodos de tempo de centenas ou mesmo milhares de anos. Cada mudança de fácies (litologia) corresponde a uma mudança climática. Embora certas correntes turbidíticas se possam desenvolver em condições geológicas de nível alto do mar, no seguimento de rupturas por instabilidade do rebordo da bacia, a grande maioria delas são induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo, criadas pela acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica. As variações do nível do mar absoluto ou eustático são induzidas pelo alastramento oceânico ou/e pela evolução das camadas de gelo ou pela dilatação térmica dos oceanos. Durante o desenvolvimento das calotas glaciárias, o nível do mar eustático desce e sobe a quando do degelo. Nos sistemas de deposição não marinha, o clima controla a taxa de acarreio sedimentar e, a longo prazo, a transferência de sedimentos para a planície de inundação. Desde a bacia de captação até a bacia de deposição, a taxa de acarreio terrígeno, varia no tempo e no espaço e depende principalmente do : (i) Clima ; (ii) Relevo; (iii) Inclinação da bacia de captação e (iv) Litologia. Historicamente, como ilustrado nesta figura, os períodos quentes e frios são bem conhecidos. Desde 2 500 anos a. C. até hoje, existiram seis períodos quentes, que correspondem, grosseiramente: (i) A pré-dinastia do Egipto Antigo ; (ii) Aos períodos intermediários do Egipto Antigo ; (iii) Ao império Romano ; (iv) À Idade Média ; (v) Ao século XIX e XX ; (vi) Ao século XXI. Os períodos com clima frio correspondem, mais ou menos: a) À época Nomádica ; b) Ao Império Grego ; c) À Idade das Trevas ; d) À Idade Média ; e) À pequena idade glaciária e f) Ao fim do século XX (este pequeno período de clima frio, durante o qual a temperatura média caiu cerca de 1° C, foi induzido pela explosão vulcânica do Pinatubo, que é um estratovulcão activo localizado na ilha Luzon, nas Filipinas). Estas mudanças climáticas históricas refutam, totalmente, a conjectura avançada a priori pelos "Alarmistas" (*) sobre aquecimento global. De facto, quando eles afirmavam, e alguns ainda continuam a afirmar, que a estabilidade do clima antes da revolução industrial, foi rompida pela influência humana, eles sabiam, perfeitamente, que estavam a mentir. Como a história do clima falsifica o dogma dos "Alarmistas", eles não a tomam em linha de conta, como confirmado por R. Giegengack (Universidade of Pensilvânia): “People come to me and say: Stop talking like this, you are hurting the cause” (citado por C. Horner, 2007). As épocas frias correlacionam com os períodos de forte actividade vulcânica, inanição, fome e doença, enquanto que as quentes correlacionam com tempos florescente e de pouca actividade vulcânica. Apesar do facto, que correlação não significa, necessariamente, casualidade, tais correspondências não se encaixam com as catástrofes e fome previstas pelos “Alarmistas”, os quais assumem que o clima era estável antes da revolução industrial (fim do século 18, início do século 19). Todavia, eles esquecem que durante o último milénio: (i) Os Vikings emigraram e cultivaram Gronelândia e o Canadá Oriental (Labrador), no "Período Quente Medieval", quando a temperatura global média era cerca de 3° C superior a de hoje ; (ii) Que a maioria dos corpos de água da Europa congelaram durante a "Pequena Idade do Gelo", quando a temperatura global média era cerca 3 ° C inferior à de hoje ; (iii) Que o vinho foi produzido na Inglaterra durante o "Período Quente Medieval” e (iv) Que existem toda uma série de litografias que mostram crianças patinando no Tamisa congelado durante a "Pequena Idade do Gelo”, etc., etc.

(*) Pessoas que por gosto, temperamento ou por interesses económicos espalham o alarme, nomeadamente as más noticias, como o astrónomo Lalande que dizia, há cerca de 30 anos, a que um cometa ia atingir a Terra ou o senhor Al Gore (ex Vice-Presidente dos Estados Unidos) que, apesar do facto de que um juiz da Suprema Corte (Justice Burton), tenha confirmado, pelo menos, nove erros científicos graves no seu filme - An Inconvenient Truth -, ele continua a afirmar, nas suas dispendiosas conferência, que as cidades costeiras vão ser inundadas por uma subida do nível do mar de origem antrópica, quando na realidade elas estão a fundar-se devido ao peso das construções ou devido ao peso dos sedimentos que se depositam nas desembocaduras dos rios que as atravessam.

Clinoforma...................................................................................................................................................................................................................................................Clinoform

Clinoforme / Clinoforma / Clinoform / 倾斜的地平线, 斜progradation / Клиноформа / Clinoforma

Superfície de depósito inclinada (progradante) para o mar. Certos geocientistas utilizam esta expressão para designar, unicamente, as superfícies associadas aos estratos que progradam em direcção da água profunda, quer isto dizer, associadas aos sedimentos regressivos e não aos sedimentos transgressivos (retrogradantes).

Ver: " Bisel de Progradação "
&
" Regressão Marinha "
&
" Ruptura (superfície de deposição costeira)"

Figura 142 (Clinoforma) - Nesta fotografia, tirada pelo nosso amigo e colega P. Bot (1990), cujas dimensões são, mais ou menos, 400 por 150 metros, as clinoformas (ou superfícies clinoformas, como dizem certos geocientistas) são, facilmente, reconhecidas. Igualmente, como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Camarão, é fácil de constatar que as clinoformas ligam ambientes sedimentares de água pouco profunda (sedimentos de plataforma) a ambientes profundos, isto é, que elas formam, sobretudo, um talude continental e não deltaico. O talude de um delta (não confundir delta com com edifício deltaico) é, relativamente, pequeno, uma vez que a espessura de um delta varia, mais ou menos, entre 10 e 60 metros. Dentro de um ciclo sequência, certos geocientistas utilizam o termo clinoforma, também, para designar as superfícies de deposição inclinadas para o mar associadas com os sedimentos transgressivos, uma vez que as transgressões sedimentares corresponde, simplesmente, ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes (conjuntos de paraciclos eustáticos ou subidas do nível do mar relativo em aceleração) e de regressões sedimentares cada vez menos importantes associadas. Não só os sedimentos terrígenos vêm, como o seu nome indica, do continente, mas é necessário não esquecer que, dentro de um ciclo sequência, para haver deposição, a montante do rebordo da bacia, é necessário criar ou aumentar o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), quer durante as transgressões sedimentares quer durante as regressões sedimentares (*). Isto quer dizer, que tem sempre que haver uma subida do nível do mar relativo (paraciclo eustático) para haver deposição, a montante do rebordo continental, o qual pode ou ser o rebordo da bacia (eles coincidem quando a bacia tem plataforma continental ou seja, durante o grupo de cortejos de nível alto do mar). Assim, dentro de um ciclo sequência, o nível relativo do mar tem sempre que aumentar. Todavia, o nível do mar relativo pode subir em aceleração ou em desaceleração. No primeiro caso as ingressões marinhas são cada vez mais importantes e no as ingressões marinhas são cada vez mais pequenas. Quando o nível domar sobe em aceleração deposita-se o prisma de nível baixo (PNB) e o intervalo transgressivo (IT). Quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração deposita-se o prisma de nível alto (PNA). Unicamente, os subgrupos inferiores do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), ou seja, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST), se depositam durante uma descida significativa do nível do mar relativo. No campo, nas diagrafia eléctricas ou nas linhas sísmicas (com uma boa resolução), dentro do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, existem sempre progradações, uma vez que os sedimentos clásticos vêm do continente e não do mar. Todavia, o talude destas progradações não corresponde a um talude continental, mas a um talude deltaico localizado a montante do rebordo continental. Uma tentativa de interpretação geológica depende sempre da escala e das expectativas do geocientista. Isto levou os geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon), por razões absurdas de confidencialidade, a não pôr às escalas nas figuras de certas publicações sobre a estratigrafia sequencial (1977). Função das escalas (vertical e horizontal), o segmento inclinado de uma linha cronostratigráfica progradante (progradação, para certos geocientistas) pode ser interpretada como: (i) Uma simples lâmina inclinada (ou folha fina, isto é, uma camada sedimentar de espessura, em geral, inferior a 1 cm ; (ii) Um plano de estratificação ; (iii) Um depósito de transbordo ; (iv) Um talude deltaico ; (v) Um talude continental, etc. O termo progradação, em sentido restrito, designa o deslocamento da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição, que corresponde, grosseiramente, à linha da costa, para o mar e não a uma linha cronostratigráfica.

(*) A especificação sedimentar impede de confundir uma regressão marinha (abaixamento do nível do mar relativo, que se traduz pelo abandono de formas litorais originando, por vezes, arribas mortas e praia levantadas) com uma regressão sedimentar a qual corresponde a um deslocamento dos depósitos costeiros para o mar o que não é a mesma coisa. No primeiro caso não há sedimentação, enquanto que no segundo é a progradação dos depósitos costeiros que provoca o deslocamento da linha da costa para o mar, uma vez que o nível do mar relativo se mantém constante. O mesmo se passa com uma transgressão marinha, que corresponde a uma ingressão do mar (subida do nível do mar relativo) e as transgressões sedimentares, que correspondem ao conjunto de ingressões sedimentares cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez menos importantes associadas.

Colina Oceânica......................................................................................................................................................................................................................Abyssal Hill

Colline océanique / Colina oceánica / Abyss-Hügel / 深海丘陵 / Океанический холм / Collina abissale

Pequena colina submarina, topograficamente, bem definida, com uma altura que varia de alguns metros a centenas de metros, acima do fundo oceânico (entre 3 000 e 6 000 m de lâmina de água). As colinas oceânicas ocorrem de preferência a jusante das planícies abissais, que formam a base dos taludes continentais. Colinas oceânicas isoladas e grupos de colinas elevam-se, por vezes, a partir das planícies abissais, mas são, mais ou menos, fossilizadas por uma cobertura sedimentar importante. A grande maioria das colinas oceânicas pode ser incluída na família das Colinas Abissais.

Ver: " Fundo oceânico "
&
" Sopé continental "
&
" Cone Submarino da Bacia "

Figura 143 (Colina Oceânica, abissal) - Uma colina abissal é uma pequena colina que se levanta do do chão de uma planície abissal. As colinas abissais são as estruturas geomórficas mais abundantes da Terra; elas cobrem mais de 30% dos assoalhados oceânicos. As colinas abissais têm bordos, relativamente, bem definidos e levantam-se até alturas de algumas centenas de metros com uma largura que pode variar entre algumas centenas de metros a vários quilómetros. Na carta batimétrica de alta resolução, ilustrada, obliquamente, nesta figura, as colinas oceânicas cobrem uma superfície de, mais ou menos, 900 km2. As colinas oceânicas, embora, geralmente, cobertas por sedimentos pelágicos, têm, provavelmente, uma composição e origem semelhante à das proeminências vulcânicas extrusivas visíveis nos flancos da crista média oceânica (grande cadeia de montanhas submersas nos oceanos resultante do lento afastamento das placas tectónicas, situadas, em geral, na parte central dos oceanos, com uma altura média de 2000 a 3000 metros acima dos fundos oceânicos circundantes e que na parte central apresentam um rifte, ou seja, um sulco axial percorrendo longitudinalmente a dorsal, ao longo do qual são emitidas lavas provenientes da ascensão de magma do manto sublitosférico) e em certos sopés continentais. A maior parte dos geocientistas pensa que muitas colinas oceânicas do fundo do mar estão enterradas debaixo dos sedimentos que cobrem as planícies abissais. No Oceano Atlântico, existem longas províncias de colinas oceânicas paralelas a ambos os flancos da crista médio oceânica, que podem corresponder às antigas cristas, o que quer dizer, que neste caso, as colinas oceânicas são colinas abissais. O Oceano Pacífico tem menos aporte terrígeno continental que o Oceano Atlântico, uma vez que numerosas fossas separam o fundo oceânico do continente, o que impede o transporte dos sedimentos para as partes profundas das bacias oceânicas. Todavia, pode dizer-se que 80 a 85% da planície abissal do Oceano Pacífico, é ocupada por colinas oceânicas que podem ser antigas cristas médias ou não. Embora, globalmente, estas formas topográficas ocupem cerca de 30% das superfícies abissais, a sua origem continua a ser uma fonte de debate. Recentes investigações sugerem que as colinas oceânicas nos flancos da crista médio oceânica do Pacífico são formados por "horsts" e "grabens"(*) que se alargam com o tempo, isto é, que elas foram induzidas por um regime tectónico extensivo (falhas normais). Para certos geocientistas, na maior parte dos casos, a diferenciação entre colinas oceânicas e abissais é, puramente, semântica e não têm nenhum significado geológico. As “montanhas submarinas” são, geralmente, vulcões extintos que formam um relevo cônico quase sempre isolado, podendo chegar a mais de 1 000 metros, mas que nunca chegam à superfície. A dorsal média oceânica ou a crista submarina, como é denominada por certos geocientistas, é uma cadeia montanhosa imersa que tem, mais ou menos, 60 000 km de comprimento, o que faz dela a cadeia montanhosa mais longa do planeta. As colinas abissais fazem parte da crusta oceânica, que difere da crusta continental (camada de rochas graníticas, sedimentares e metamórficas que forma os continentes e as zonas de baixa profundidade junto às suas costas, conhecidas como plataformas continentais, que é menos densa que o material do manto) por ter uma maior densidade e uma espessura entre 5 e 15 km. A crusta continental é menos densa que a crusta oceânica, mas a sua espessa varia entre 20 a 80 km. Cerca de 40% da superfície terrestre encontra-se coberta por crusta continental. A pequena densidade da crusta continental é, provavelmente, a razão pela qual a crusta continental tem um relevo positivo em relação ao nível do mar (terras emersas ou continentes). Outra diferença importante é a fácies. A crusta oceânica é composta, predominantemente, por rochas básicas, plutónicas e vulcânicas (por vezes lavas subaéreas), enquanto que a crusta continental é, geralmente, formada por rochas granitóides sílicoaluminosas (Uma rocha granitóide ou granito é uma variedade de rocha ígnea semelhante ao granito composta principalmente de feldspato e quartzo).

(*) Em geologia, geomorfologia e geografia física, um “horst" designa um ou vários compartimentos falhados que se mantiveram estáveis ou que se levantaram relativamente às depressões estruturais adjacentes. O levantamento relativo resulta da combinação de falhas normais conjugadas. Um “horst" é limitado pelo seu contrário geológico, ou seja, por “grabens”, que são estruturas de afundamento, igualmente, induzidas por falais normais conjugadas. entrou em colapso trincheiras.

Colina Submarina (colina oceânica)........................................................................................................................................................Abyssal Hill

Colline abyssale / Colina abisal (submarina) / Abyssisch Hügeln / 深海丘陵 / Абиссальный холм / Collina abissale

Baixo relevo no fundo oceânico. Geralmente, as colinas submarinas localizam-se nas bacias isoladas pelas antigas dorsais e taludes oceânicos. A altura de uma colina submarina pode atingir de várias centenas de metros e o seu diâmetro pode ultrapassar, por vezes, dezenas de quilómetros. Aproximadamente 85% do assoalhado do Oceano Pacífico (fundo oceânico) e 50% do assoalhado do Oceano Atlântico correspondem a colinas abissais. Para certos geocientistas, colina submarina é sinónimo de Colina Oceânica.

Ver: " Fundo oceânico "
&
" Sopé continental "
&
" Cone Submarino da Bacia "

Figura 144 (Colina Submarina, abissal) - A planície abissal (bacia abissal de certos geocientistas) designa a parte mais profunda do oceano, em geral, entre 2000 a 6000 metros de profundidade. Ela estendem-se desde a base do talude continental até as encostas das cordilheiras oceânicas. Por vezes, essa planície é interrompida por montes ou colinas submarinas (com alturas entre 200 metros e 1000 metros) ou mesmo por montanhas submarinas, de origem vulcânica com elevações superiores a 1000 metros, que podem dar origem a ilhas oceânicas. Embora a planície abissal esteja sempre debaixo da zona fótica, a vida marinha pode ser abundante (peixes cegos, polvos gigantes, algas, crustáceos decápodes, etc.), em particular, juntos dos mananciais profundos (quentes e ricos em nutrientes) associados alastramento oceânico e sobretudo perto do rifte das dorsais médias oceânicas. Neste esquema, no fundo oceânico, que é limitado entre a crista média oceânica (ou dorsal média oceânica ou crista submarina) e a base do talude continental, as colinas abissais ou submarinas são, facilmente, identificáveis, em particular na planície abissal. Como se pode constatar, a crista média oceânica, que faz parte da cadeia montanhosa imersa que chega a ter, mais ou menos, 60000 km de comprimento e que é, actualmente, a cadeia montanhosa mais longa da Terra, é deslocada, lateralmente, por falhas transformantes (*) que são o tipo de limites entre as placas litosféricas no qual não há formação nem consumo de placas. Estas falhas, que são activas, unicamente, entre os segmentos da crista média oceânica, estão, parcialmente, ocultas, devido à deposição dos depósitos turbidíticos e pelágicos. Este esquema não refuta a conjectura avançada por uma grande maioria dos geocientistas, de que as colinas abissais correspondem, grosso modo, às antigas cristas médias oceânicas. É indubitável, que à medida que o alastramento oceânico progride, a crusta oceânica, mais recente, introduzida ao longo do rifte da crista média oceânica puxa, em direcção do continente, as antigas cristas que começam, pouco a pouco, a arrefecer. Este arrefecimento faz com que as cristais se aprofundem, uma vez que a sua densidade aumenta. Por outro lado, este esquema mostra, perfeitamente, que a topografia do fundo do mar diminui (aumento da batimetria) desde a crista média oceânica (valor mais alto) até à planície abissal. A topografia do fundo do mar varia, constantemente, não só em função do avanço da expansão oceânica, mas também em função da sua velocidade. Mais rápido é o alastramento oceânico, mais acentuada é a topografia do fundo do mar. Estas variações da topografia do fundo do mar modificam o volume das bacias oceânicas, o que obriga o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar referenciado ao centro da Terra) a subir ou descer criando os ciclos eustáticos de 1a ordem, uma vez que a hipótese de que a quantidade de água, sob todas as suas formas, é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga, ainda não foi refutada. Ao nível hierárquico dos ciclos de invasão continental (induzidos pelos ciclos eustáticos de 1a ordem), quando o nível do mar absoluto ou eustático desce, globalmente, os depósitos costeiros progradam formando uma regressão sedimentar de 1a ordem. Ao contrário, quando o nível do mar absoluto sobe, os depósitos costeiros deslocam-se para o continente (retrogradam) formando uma transgressão sedimentar de 1a ordem. Todavia, isto não é verdade ao nível hierárquico dos ciclos sequência, uma vez que excluindo os cones submarinos de bacia e de talude, que se podem depositar durante descidas significativas do nível do mar relativo, todos os outros subgrupos de cortejos sedimentares se depositam no seguimento de subidas do nível do mar relativo (aqui estamos a falar do nível do mar relativo, ou seja, do nível do mar referenciado a um ponto local que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos, e não do nível do mar absoluto ou eustático). Dentro de um ciclo sequência, quando o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas cada vez maios importantes) depositam-se transgressões sedimentares (**) (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importante e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas). Quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração, depositam-se regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente formam uma regressão sedimentar de 3a ordem.

(*) Uma falha transformante é um limite conservador, entre duas placas litosféricas, uma vez que ela não cria nem destrói a litosfera Uma falha transformante é um tipo de falha cujo movimento relativo é, predominantemente, horizontal, quer sinistro (lateral para a esquerda) ou dextro (lateral para a direita). Estas falhas terminam abruptamente e estão conectadas, em ambas as extremidades, a outras falhas, riftes ou zonas de subducção. A maioria das falhas transformantes estão, parcialmente, ocultas, nas partes profundas dos oceanos, por sedimentos pelágico, onde elas sugerem um deslocamento que não é verdadeiro dos limites divergentes das placas litosféricas, acomodando o alastramento oceânico. As estas falhas podem correr no onshore, onde elas muito destrutivas como, por exemplo .a falha de St André na Califórnia.

(**) Poder-se-ia também falar de uma transgressão sedimentar de 3a ordem.

Colisão Continental......................................................................................................................................................................Continental Collision

Collision continentale / Colisión continental / Continental Kollision / 大陆碰撞 / Столкновение континентальных плит / Collisione continentale

Quando duas placas litosféricas continentais se aproximam uma da outra, fechando, progressivamente, o mar que as separa, para finalmente entrarem em contacto formando uma subducção de tipo A, isto é, quando uma das placas mergulha (placa descendente) sob a outra (placa cavalgante), o que obriga as rochas da placa cavalgante a encurtar-se formando uma cadeia de montanhas.

Ver: " Subducção do tipo-A (Ampferer) "
&
" Megassutura "
&
" Supercontinente "

Figura 145 (Colisão Continental) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do onshore noroeste do Mar Cáspio (cintura dobrada na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), reconhece-se, facilmente, uma colisão entre duas placas litosféricas continentais e, por consequência, o fecho do mar que existia entre essas placas. A zona de subducção de tipo A (Ampferer) (*) entre as duas placas, em questão, é, facilmente, deduzida tendo em linha de conta as relações geométricas entre os reflectores e as superfícies sísmicas (superfícies deduzidas a partir das terminações dos reflectores). Pode dizer-se que as zonas de subducção tipo A ou de Ampferer são lugares onde uma parte da crusta continental siálica mergulha, sob uma megassutura, até uma profundidade, relativamente, importante, o que implica o desenvolvimento, na cobertura sedimentar, de descolamentos a grande escala, dobras e falhas inversas. Inicialmente, a maioria dos adeptos da teoria da Tectónica das Placas aceitou, dificilmente, a noção de subducção tipo A, visto que a litosfera continental tendo uma densidade pequena tende a: (i) Flutuar e (ii) Resistir a um mergulho importante. Actualmente, quase todos os geocientistas aceitam a subducção de tipo A, sobretudo depois dos trabalhos de Molnar e Gray (1979) que demonstraram que a crusta continental inferior pode entrar em subducção quando individualizada da crusta superior. Nesta tentativa de interpretação pode deduzir-se, que a uma certa época existiam dois pequenos supercontinentes. Um ao Norte e outro ao Sul de um mar, que os separava (mar de Tétis (**)), com as respectivas margens continentais divergentes. A margem divergente Sul, da placa litosférica Norte, que fossilizou as bacias de tipo rifte e o soco (bem visíveis nesta tentativa de interpretação) reconhece-se, facilmente, pelas progradações com vergência sul da fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, que formavam o antigo talude continental do continente Norte (pequeno supercontinente Eurasia). A fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia é enfatizada por intervalos agradantes depositados depois da ruptura da litosfera sobre as bacias de tipo rifte e sobre o soco (intervalos com totalidades azul e bege) que, globalmente, têm uma geometria retrogradante. Da mesma maneira, a antiga margem divergente Norte da placa litosférica ao sul do mar Tétis, reconhece-se, facilmente, pelas progradações com vergência norte (perfeitamente, visíveis na parte superior esquerda desta tentativa). Os intervalos da fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia não são visíveis neste autotraço. Esta antiga margem forma, actualmente, a placa cavalgante da zona de subducção de Ampferer (subducção do tipo A). A placa inferior ou placa descendente desta zona de subducção é formada pela antiga margem Norte do Mar de Tétis. Evidentemente, que o Mar de Tétis, que existia entre estas duas antigas massa continentais, fechou-se, pouco a pouco, à medida que os pequenos supercontinentes se aproximavam um do outro. Esta colisão continental (atenção ao termo colisão, uma vez que na Tectónica das Placas não há transformação de energia cinética em energia de formação, mas simplesmente perda de resistência à deformação) criou um regime tectónico compressivo, caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos alongado (bojo). Os esforços efectivos são os esforços que, efectivamente, deformam as rochas, ou seja, os esforços resultantes da combinação da pressão geostática (σg), pressão dos poros ou pressão hidrostática (σp) e vector tectónico (σt). Este regime tectónico que foi o responsável da formação da cintura de montanhas (não visível nesta tentativa de interpretação), que existe na placa cavalgante, ao sul desta área. O mecanismo de uma zona de subducção de tipo A (ou de Ampferer), na qual ambas as placas litosféricas são continentais, ou seja pouco densas, é muito diferente do de uma zona de subducção de tipo B (ou de Benioff), na qual a placa descendente é oceânica (muito densa) e a placa cavalgante é, em geral, continental (pouco densa). No primeiro caso, como nenhuma das placas mergulha sob a outra. O encurtamento e levantamento dos sedimentos são muito fortes. No caso da subducção de tipo-B, como a placa litosférica descendente é oceânica, ela mergulha, facilmente, sob a placa cavalgante, a qual é, ligeiramente, encurtada e atravessada por material magmático vindo do manto e, em parte resultante, da fusão do material da placa descendente.

(*) Quando uma porção da crusta siálica mergulha sob um complexo de dobras, cavalgamentos e falhas de deslizamento, como por exemplo nos Alpes, Este de Venezuela, Himalaia (mergulho da placa continental Indo-Australiana sob a placa da Eurasia cuja composição é continental). O mecanismo de este tipo de subducção é muito diferente do mecanismo de uma subducção de tipo B, uma vez que a densidade das duas placas é muito semelhante, o que não é o caso numa subducção de tipo B.

(**) Uma titã, filha de Urano e de Gaia que da sua união com o seu irmão Oceano nasceram as oceânides.

Compactação Diferencial......................................................................................................................................Differential compaction

Compaction différentielle / Compactación diferencial / Differential-Verdichtung / 差异压实 / Дифференциальное уплотнение / Compattazione differenziale, Costipamento differenziale

Redução do volume dos sedimentos devido ao comportamento da porosidade, como entre as rochas argilosas (argilitos) e areias, o que cria uma redução significativa da espessura dos sedimentos mais compactáveis em relação ao menos compactáveis. A compactação diferencial é responsável, em grande parte, das variações de inclinação dos planos de falha (em particular das falhas normais), quando as falhas são anteriores à compactação.

Ver: " Cimentação "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Litostratigrafia "

Figura 146 (Compactação Diferencial) - O Golfo do México corresponde à sobreposição de vários tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). De baixo para cima, é fácil de reconhecer nas linhas sísmicas regionais: (i) Uma cintura dobrada do Paleozóico (cadeia dos Apalaches) ; (ii) Bacias de tipo rifte (Triásico) ; (iii) Uma margem divergente tipo Atlântico ; (iv) Uma bacia de tipo Panónico e (v) Uma bacia de tipo Mediterrânico. Após a ruptura da litosfera da bacia de tipo Panónico, que precedeu a bacia de tipo Mediterrânico, importantes escoamentos de lava subaérea ocorreram. Nesta tentativa de interpretação de um detalhe de um autotraço de uma linha sísmica deste offshore, a geometria dos planos de falha, assim como as pequenas estruturas antiformas localizadas nos blocos falhados inferiores são criadas por compactação diferencial entre as camadas (ou grupos de camadas), menos ou mais, compactáveis. Este facto, é muito utilizado pelos geocientistas, que interpretam as linhas sísmicas em termos geológicos, para avançar hipóteses sobre a litologia de certos intervalos sísmicos. De facto, numa coluna sedimentar, onde alternam intervalos que se compactam de maneira diferente, como, por exemplo, um alternância de arenitos e de argilitos, todos os planos de falha anteriores à compactação, são deformados. A inclinação dos planos de falha diminui nos intervalos mais compactáveis (rochas argilosas, por exemplo), enquanto que ela se mantém, mais ou menos, constante nos intervalos menos compactáveis (arenitos, calcários, etc.). No caso das falhas normais, quando, localmente, a inclinação do plano de falha diminui, é criado espaço no bloco falhado descendente (bloco superior). Os sedimentos deste bloco são obrigados a alongar-se para preencher o espaço criado afim de respeitar a lei de Goguel (durante a deformação o volume das rochas mantém-se, mais ou menos, constante) e o princípio geológico que diz que a natureza tem horror do vazio. Um tal alongamento faz-se, em geral, por pequenas estruturas antiformas (não confundir com anticlinais, os quais que são estruturas de encurtamento), em forma de sino, como os anticlinais, mas afectadas por pequenas falhas normais, cujo salto é, quase sempre inferior à resolução sísmica, uma vez que elas são estruturas de alongamento (estruturas extensivas para certos geocientistas). Tudo isto está ilustrado, nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Golfo do México. As mudanças de inclinação dos planos de falha são evidentes, assim como a estrutura antiforma no bloco falhado superior da falha localizada mais a Norte. Da mesma maneira, o intervalo sísmico menos compactável que, provavelmente, corresponde a um intervalo onde predominam rochas-reservatório (litologia arenosa), identifica-se, facilmente, nos blocos inferiores. Os blocos falhados de uma falha normal ou inversa podem, também chamar-se lábios de falha. O bloco falhado descendente ou superior é, também, chamado tecto ou capa de falha e o bloco ascendente ou inferior corresponde ao muro ou lapa de falha de certos geocientistas. Esta tentativa de interpretação mostra, claramente, que nas linhas sísmicas ou nos autotraços, o rastreamento ou ponteado dos planos de falha (*) é uma etapa fundamental da interpretação, quando o falhamento é anterior à compactação ou seja, quando a lei de Anderson (**) se pode aplicar facilmente. Um tal rastreamento faz-se em várias etapas: (i) Marcar as terminações dos reflectores que sublinham a descontinuidade mecânica (biséis de por truncatura) induzida pelo movimento relativo dos blocos falhados ; (ii) Unir as terminações dos reflectores do bloco falhado inferior e superior, ou seja, rastrear as superfícies sísmicas que limitam superior e inferiormente a zona de falha ; (iii) Localizar, no bloco falhado inferior (muro ou lapa da falha), os intervalos sedimentares, nos quais a inclinação do plano de falha é mais vertical, os quais, provavelmente, correspondem a intervalos formados por rochas que sofrem menos compactação (rochas-reservatório potenciais) ; (iv) Localizar no bloco falhado as estruturas antiformas de acomodação (a vertical que passa pelo ápice da estrutura intersecta o plano de falha numa mudança de litologia).

(*) Não esqueça que nas linhas sísmica, a grande maioria dos planos de falha não são sublinhados por reflectores sísmicos, salvo quando: (a) O plano de falha está injectado por sal ; (b) O plano de falha está injectado por vulcanismo ; (c) Quando o movimento relativo dos blocos falhados criou uma zona de falha, mais ou menos, preenchida por sedimentos argilosos ; (d) O plano de falha corresponde a uma contacto entre rochas sedimentares e um soco com forte impedância acústica e e) Quando o plano de falha é pouco inclinado (próximo da horizontal).

(**) Esta lei sugere que a inclinação do plano de falha é para as falhas normais cerca de 60°-70°, cerca de 20-30° para as falhas inversa e de, mais ou menos, 90° para as falhas de deslizamento.

Completude Sedimentar (integralidade)....................................................................................................................................Completness

Integralité sédimentaire / Integralidad sedimentaria / Vollständigkeit / 完整性 / Осадочная целостность / Completezza

Relação entre o tempo real de deposição e tempo geológico total. Se o tempo entre duas discordâncias consecutivas é de 3 My e o tempo real de deposição é 1 My, a completude sedimentar (integralidade sedimentar de certos geocientista) ou completude é de 0,3. Nos sistemas turbidíticos, a completude sedimentar é muito pequena, mas a preservação é grande. O tempo de deposição de um lóbulo turbidítico profundo (cone submarino de bacia ou de talude) é, praticamente, instantâneo (em termos geológicos), enquanto que o tempo entre dois lóbulos consecutivos, durante o qual, praticamente, nada se passou (ao ponto de vista da deposição), pode ser de milhares de anos ou mais. O conhecimento da completude sedimentar é essencial para bem determinar a taxa de sedimentação de um intervalo.

Ver: "Acontecimento geológico" e Fig. 370

Complexo Progradante (nível alto tardio)......................................................Late Highstand Prograding Complex

Complexe progradant (haut niveat tardif)   / Complejo progradante (nivel alto tardío) / Progradierenden Komplex (hohe spät), Späte Highstand progradierenden komplexen / 晚期高位prograding复杂, Prograding复杂（高晚) / Проградирующий комплекс системы высокого уровня моря / Complesso progradanti (alto livello del mare in ritardo)

Parte superior do prisma de nível alto depositada quando a taxa de subida do nível do mar relativo é muito pequena e inferior a taxa do aporte terrígeno, o que obriga os paraciclos sequência a progradar, fortemente, para a bacia. Corresponde, por vezes, à 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, durante a qual a bacia não tem plataforma continental.

Ver : " Nível Alto (do mar) "
&
" Cortejo Sedimentar "
&
" Prisma de Nível Baixo "

Figura 147 (Complexo Progradante, nível alto tardio) - A agradação (deposição vertical) e a progradação (deposição lateral com um deslocamento para bacia da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) dos paraciclos sequência (induzidos por subidas do nível do mar relativo sem descida entre elas, isto é, por paraciclos eustáticos), que formam o complexo progradante de nível alto (prisma de nível alto, PNA) sugerem que os sedimentos se tenham depositado durante uma subida do nível do mar relativo (*), em desaceleração, relativamente, pequena em relação à taxa de acarreio sedimentar. Tendo em linha de conta a curva das variações do nível do mar relativo e onde a deposição ocorreu pode pôr-se em evidência uma fase inicial e uma fase tardia. A fase inicial deposita-se na parte inferior e média da curva (acima do ponto de inflexão), isto é quando o nível do mar relativo sobe, já, em desaceleração, mas ainda de maneira rápida (bacia com plataforma). Durante primeira fase de deposição do prisma de nível alto (PNA) a bacia tem uma plataforma continental, que isto dizer, que a ruptura de inclinação da superfície de deposição, que nas linhas sísmicas coincide, mais ou menos, com a linha da costa está montante do rebordo da bacia (rebordo continental). Desde que a bacia não tem plataforma, ou seja, quando a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo continental, que nestas condições passa a ser o novo rebordo da bacia (tendo em linha de conta a resolução sísmica), começa a 2a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), que certos geocientistas chamam de nível alto tardio. O depósito da fase tardia do complexo progradante (prisma de nível alto, PNA) ocorre na parte superior da curva das variações do nível do mar relativo, quando a subida do nível do mar relativo é desaceleração, mas já muito lenta (bacia sem plataforma). Uma vez que a curva das variações do nível do mar relativo é, em termos matemáticos, uma função f(x), pode dizer-se, que o prisma de baixo nível (PNA) deposita-se em associação com o sector da curva caracterizado por uma 1a derivada positiva e uma 2a derivada negativa, ou seja, quando a função tem uma geometria crescente e convexa. Durante a primeira da fase do desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a 1a derivada é, largamente, superior a zero. Desde que ela começa a aproximar-se de zero entra-se na 2a fase de desenvolvimento ou seja no nível alto tardio. Em geral, durante a fase inicial, a taxa do acarreio terrígeno é, mais ou menos, igual à taxa de subida do nível do mar relativo, o que cria uma agradação importante dos paraciclos sequência. Durante a fase tardia, a taxa do acarreio terrígeno é maior do que a taxa se subida do nível do mar relativo, o que obriga o centro de deposição dos paraciclos sequência a deslocar-se para o mar, o que lhe confere uma geometria progradante muito acentuada. Em certos casos, unicamente, a geometria da base dos paraciclos sequência permite de os associar a um subida do nível do mar relativo e não uma pequena descida relativa, característica das regressões forçadas (tipo de regressão que ocorre durante as descida do nível de base, na qual a linha da costa é forçada a progradar pelo descida do nível base, independentemente, do acarreio terrígeno). Nas diagrafias eléctricas (raio gama e resistividade) ilustradas no canto inferior direito desta figura, é, relativamente, fácil de reconhecer um complexo progradante de nível alto tardio, no topo da formação geológica A, o qual sublinha a planície deltaica (o preenchimento dos leitos dos rios é evidente na diagrafia do raio gamma), a qual fossiliza os depósitos progradantes da frente do delta (tome em linha de conta a lei de J. Walther (**)). A geometria da diagrafia do raio gama dos depósitos da frente de delta é, como se pode constatar, tipicamente, estrato e granocrescente para cima (a espessura dos estratos e a granulometria dos grãos aumenta para cima). Lembramos que nos sedimentos a diagrafia do raio gamma reflecte o teor em argila, uma vez que os minerais contendo isótopos radioactivos (o mais frequente dos quais é o potássio) tendem a concentrar-se nos argilitos e folhetos argilosos (or shales como dizem certos geocientistas portugueses).

(*) Na estratigrafia sequencial, o nível do mar pode ser relativo ou absoluto (eustático). O primeiro é local e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, quer a base dos sedimentos (topo da crusta continental) quer ao fundo do mar. O segundo, isto é, o nível do mar absoluto ou eustático é global e referenciado a um ponto fixo que, geralmente, é o centro da Terra ou a uma satélite. O nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento.

(**) A Lei de Walther, afirma que uma sucessão vertical d fácies (litologia, fauna, ambiente) reflecte, igualmente, uma sucessão lateral. Uma migração lateral de fácies implica uma sucessão vertical

Complexo Subaéreo (nível alto tardio) ...............................................................................................Late Highstand Subaerial

Complexe sub-aérien (haut niveai tardif) / Complejo subaereo (nivel alto tardío) / Späte Highstand subaerische komplexen / 晚高位陆上复杂 / Поверхностный комплекс системы высокого уровня моря / Complesso sub-aerea (alto livello del mare in ritardo) /

Parte superior do prisma de nível alto (PNA) depositada quando a taxa de subida do nível do mar relativo é em desaceleração e muito pequena. Considerado, muitas vezes, como sinónimo de Complexo Progradante de Nível Alto Tardio.

Ver: " Nível Alto (do mar) "
&
" Cortejo Sedimentar "
&
" Regressão Marinha "

Figura 148 (Complexo Subaério, nível alto tardio) - O offshore das Malvinas (Argentina) corresponde à sobreposição de vários tipos de bacias da classificação de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmicas regionais é fácil reconhecer de baixo para cima: (i) Soco de idade Pré-Câmbrico ou uma cintura dobrada do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inferior ; (iii) Margem divergente de tipo Atlântico. A ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana (parte sul do supercontinente Pangeia), é enfatizada pela interface entre as bacias de tipo rifte e a margem divergente, a qual é sublinhada por importantes escoamentos de lavas subaéreas. As lavas subaéreas, correspondem aos SDRs da gíria dos geocientistas das companhias petrolíferas, ou seja, aos conjunto de reflectores sísmicos que inclinam e se espessam para o mar, os quais correspondem, fundamentalmente, a derrames vulcânicos com pequenas intercalações de sedimentos greso-argilosos. Actualmente, a grande maioria dos geocientistas considera que os SDRs são posteriores a ruptura da litosfera e que eles não têm nenhum potencial gerador de hidrocarbonetos. Todavia, antes de 2000, uma grande maiorias dos geocientistas consideravam que as margens divergentes e, particularmente, as margens do Atlântico Sul eram não vulcânicas, quer isto dizer, que eles interpretavam os SDRs como sedimentos das bacias de tipo rifte, não só ricos em matéria orgânica, mas anteriores a ruptura da litosfera. Infelizmente, todos os resultados dos poços de pesquisa perfurados nos offshores Atlânticos reconheceram sempre um fácies, basicamente, vulcânico e uma ausência total de matéria orgânica. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da Malvinas, um intervalo progradante é, facilmente, reconhecido, mesmo se, por vezes, a parte superior das clinoformas não é bem visível devido a uma ausência de contraste de impedância acústica entre os segmentos inclinados e os segmentos horizontais das linhas cronostratigráficas. Embora a amplitude destas clinoformas diminua para Norte (para a esquerda nestas tentativas de interpretação), elas sublinham, muito provavelmente, os sucessivos taludes da margem continental. A amplitude das clinoformas associadas aos prodeltas, raramente, ultrapassa 30 / 60 metros, o que quer dizer, que ela é inferior a resolução sísmica desta linha e portanto tais clinoformas seriam invisíveis. De qualquer maneira, a geometria dos reflectores sugere, fortemente, uma diminuição da profundidade de água de deposição, à medida do depósito das clinoformas e, provavelmente, um ambiente subaéreo e uma litologia arenosa em associação com os biséis somitais (estes biséis são bem visíveis na parte central e norte, isto é, à esquerda do complexo progradante, dentro do rectângulo ABCD). Esta conjectura não será falsificada se as diagrafias de um poço de pesquisa forem semelhantes às ilustradas no canto superior direito desta figura. Estas diagrafias (raio gama à esquerda e resistividade à direita), permitem reconhecer de baixo para cima: (i) Cones submarinos de bacia (CSB) e, provavelmente também, cones submarinos de talude (CST), caracterizados por uma morfologia do raio gama, mais ou menos, cilíndrica ; (ii) Um prisma de nível baixo, (PNB) caracterizado por uma morfologia do raio gama grano e estratocrescente para cima, a qual sugere que a profundidade de água de deposição é, progressivamente, mais pequena e uma fácies (litologia e fauna associada) arenosa na parte superior ; (iii) Uma discordância (linha preta ondulada), isto é, uma superfície de erosão, induzida por uma descida do nível do mar relativo, entre os depósitos subaéreos do prisma de nível alto (sublinhados pela flecha) e os sedimentos que preenchem um vale cavado (ou inciso), o qual se formou durante a descida do nível do mar relativo, que induziu a discordância, uma vez que o perfil provisório dos rios foi rompido. Este vale cavado foi, mais tarde, preenchido durante o depósito da parte terminal do prisma de nível baixo subjacente. Um pequeno intervalo transgressivo (IT) parece ter-se depositado por cima do preenchimento do vale cavado (intervalo colorido em amarelo). Nestas diagrafias, a evidência da discordância é, totalmente dependente do reconhecimento do preenchimento do vale cavado. Neste caso particular, não só a fácies do preenchimento é arenosa, mas igualmente os seus limites são abruptos. Estes factos, corroboram a presença de uma superfície de erosão significativa que não pode, de maneira nenhuma, ser interpretada como uma superfície de ravinamento associada à ingressão marinha que inunda, pela primeira vez, a planície costeira de um prisma de nível baixo (PNB), ou seja, o limite entre prisma de nível baixo (PNA) e o intervalo transgressivo (IT) dentro de um ciclo sequência.

Concordância ...................................................................................................................................................................................................................................Concordance

Concordance/ Concordancia / Konkordanz / 和谐 / Согласное залегание / Concordanza

Quando os estratos ou reflectores sísmicos são paralelos a um limite de um ciclo estratigráfico, ou quando não há evidência de uma terminação dos estratos ou reflectores contra um limite de um ciclo estratigráfico. Uma concordância não implica, necessariamente, uma ausência de erosão. Uma determinada quantidade de erosão ocorre em todos os limites dos ciclos estratigráficos. Os intervalos de tempo associados a uma discordância ou a uma desconformidade podem representar períodos, mais ou menos, prolongados de exposição subaérea com um mínimo de erosão, como nos vales cavados e canhões submarinos, os quais, muitas vezes, têm dimensões inferiores à resolução sísmica.

Ver: " Discordância "
&
" Limite de Ciclo Sequência "
&
" Descida do Nível do Mar Relativo "

Figura 149 (Concordância, geologia) - Dois intervalos sedimentares são concordantes quando têm a mesma direcção e inclinação e quando os depósitos se seguem uns aos outros, sem interrupções ou mudanças significativas quer seja da litologia dos estratos quer dos fósseis que eles contém. Uma concordância supõem condições uniformes de sedimentação que seguem a sequência normal do tempo geológico. Os depósitos discordantes ocorrem quando os processos de sedimentação são interrompidos por um período de erosão. Se um depósito de novas rochas se deposita sobre uma série de rochas mais antigas que sofreram um processo de erosão e transporte, o depósito mais recente é discordante e enfatiza uma ruptura no tempo geológico. Os seus planos de estratificação não são paralelos aos planos de estratificação das rochas mais antigas. Assim, pode dizer-se que uma discordância é induzida por uma descida do nível do mar relativo, produzida pela combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (encurtamento o subsidência). Ao contrário, uma concordância, implica uma subida do nível do mar relativo seguida de um período de estabilidade do nível do mar relativo durante o qual ocorre a deposição. As superfícies associadas a um hiato são planos de estratificação quando o hiato é pequeno e discordâncias ou descontinuidades, quando o hiato é importante. As discordâncias que, na grande maioria dos casos são induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo, que põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, podem, em certos casos, ser reforçadas pela tectónica (“enhanced unconformity” em inglês). Neste caso, elas são, frequentemente, designadas como discordâncias angulares e, facilmente, reconhecidas, quer no campo quer nas linhas sísmica, pelas terminações dos estratos ou reflectores associados. Quando as discordâncias não são reforçadas pela tectónica, elas reconhecem-se, relativamente, bem junto do rebordo da bacia, quer pelos biséis de agradação costeiros do prisma de nível baixo do ciclo sequência sobrejacente, quer pela erosão associada à incisão dos canhões submarinos (quando presentes). A montante do rebordo da bacia, quando a bacia tem uma plataforma (condições geológicas de nível alto), ou na planície costeira, quando a bacia não tem plataforma (condições de nível baixo do mar), as discordâncias (superfícies de erosão induzidas por uma descida significativa do nível do mar relativo) podem pôr-se em evidência pelo preenchimento dos vales cavados e canhões submarinos. Em todos os outros casos, a identificação das discordâncias é, relativamente, difícil, sobretudo, nas linhas sísmicas. A diferenciação entre uma descontinuidade ou desconformidade (concordância ondulada), que pode corresponder ou não a uma discordância, e uma concordância é muito subtil e, praticamente, impossível de fazer nas linhas sísmicas devido ao limite imposto pela resolução sísmica, que, em geral, varia entre 30 e 50 metros. Para muitos geocientistas, uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Andrija Mohorovičić ou com fácies (litologia com uma fauna, mais ou menos, característica depositada num ambiente sedimentar particular) diferentes ou um contacto entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Assim podem considerar-se vários tipos de descontinuidades: (1) Estratigráfica ; (2) Sedimentar ; (3) Litológica ; (4) Tectónica, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidade Concordante, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidade Paraconforme ou Paraconformidade, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidade Não Conforme ou Não Conformidade (Discordância Heterolítica de certos geocientistas), quando há contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidade Desconforme ou Desconformidade, quando as camadas dos diferentes intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) Descontinuidade Discordante ou Discordância quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) Descontinuidade Discordante Reforçada ou Discordância Reforçada pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidade Intrusiva, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânica, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13. wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Concordante......................................................................................................................................................................................................................................Conformable

Concordant / Concordante / übereinstimmend / 谐和 / Согласно залегающий / Concorde

Relação geométrica entre estratos ou intervalos sísmicos ao longo da qual não há nenhuma evidência de erosão ou de sem deposição e, por conseguinte, nenhum hiato evidente associado aos estratos em questão. As superfícies de depósito com uma taxa de sedimentação fraca, durante intervalos geológicos significativos, são representadas por intervalos estratigráficos pouco espessos e condensados, mais ou menos, concordantes, como as superfícies condensadas ou endurecidas, que, geralmente, se encontram entre o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA) de um ciclo sequência.

Ver: " Concordância "
&
" Discordância "
&
" Superfície da Base das Progradações "

Figura 150 (Concordante) - Goguel no seu Tratado de Tectónica (1952) considerou que do ponto de vista estrutural, é comum contrastar as regiões tabulares (sub-horizontais) com as regiões dobradas. Esta distinção depende da idade das camadas observadas em relação à idade da deformação. As camadas posteriores à deformação repousam sobre as camadas anteriores à deformação por uma discordância angular cujo destaque é de importância fundamental. Grabau adoptou o termo "não conformidade” ou “não concordante” para as discordâncias angulares e o termo “desconformidade" para designar uma ruptura na sucessão de sedimentos, na qual não há discordância angular aparente. O termo “não conformidade" indica um hiato estratigráfico (lacuna) que para Grabau enfatiza uma ingressão. Orbigny utilizou os termos de “discordância real” para as discordância angulares e “discordância de isolamento” para o hiato estratigráfico entre dois intervalos concordantes, como os que se podem observar no onshore do Alasca. Este onshore corresponde a uma cintura de montanhas da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1989), que é o resultado da colisão das margens continentais divergentes de duas placas litosféricas com o fecho do mar que existiam entre elas. O termo colisão aqui utilizado engana um pouco, uma vez que na Tectónica das Placas a transformação da energia cinética em energia de deformação, como quando um automóvel embate contra um muro, não tem lugar. O que se passa na realidade, é que devido ao aumento da temperatura e pressão dos sedimentos estes atingem limite de resistência à deformação e, por isso, deformam-se. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica deste onshore, duas superfícies de base das progradações, mais ou menos, concordantes são visíveis debaixo de dois complexos progradantes com vergência oposta. Estas superfícies de base das progradações, que estão associadas ao ciclo de invasão continental pós-Pangeia, sugerem duas direcções opostas do acarreio sedimentar. O que significa que cada uma delas está associada a uma margem continental divergente com vergência oposta. A superfície de base das progradações inferior (idade Jurássico) está associada a uma margem orientada para o Sul, enquanto que a superior (idade Cenomaniano / Turoniano) está associada a uma margem orientada para o Norte. A discordância principal entre duas margens divergentes, que sublinha a colisão de duas massa continentais, é definida, principalmente, pelos biséis de progradação do intervalo superior e pelos biséis superiores por sem deposição ou por truncatura do topo da margem inferior. Ela sublinha o fecho do mar que existia entre elas. Esta discordância é, localmente, reforçada tectonicamente. A superfície da base das progradações inferior (com vergência Sul) sugere que uma massa continental importante, provavelmente, um continente exista ao Norte ou Nordeste. Ao contrário, as progradações superiores com vergência para o Norte, sugerem a presença de um continente ao Sul ou Sudoeste. Um continente correspondia, provavelmente, à margem Oeste do Mar Cretácico interior e o outro à margem Este. Na parte mais distal de uma superfície da base das progradações existe uma concordância quase perfeita entre os reflectores progradantes e retrogradantes, o que nas linhas sísmicas se traduz por um reflector, mais ou menos, contínuo, que pode ser um intervalo com rochas-mães marinhas potenciais. Segundo o paradigma da Tectónica das Placas, uma tal geometria traduz a fecho de um mar entre as massas continentais e a colisão entre elas. Neste caso particular, o mar entre as massas continentais era o Mar Cretácico Interior (Mar Niobraran ou mar Interior da América do Norte). Este mar foi criado quando as placas do Pacífico e da América do Norte colidiram (subducção placa Farallon sob a placa norte-americana durante o Cretácico), criando as Montanhas Rochosas a Oeste. Como durante o Cretácico, globalmente, o nível do mar absoluto (referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) era alto, as águas do norte (Oceano Ártico) e do Sul (Golfo do México) juntaram-se nas terras baixas do continente, formando o mar de Niobraran que cresceu e decresceu ao longo do Cretácico. Este grande mar interior que existiu durante período Cretácico Médio e Terminal, assim como no Paleogénico Inicial, dividia o continente Norte Americano em duas massas de terra, Laramidia, a Oeste, e Appalachia a Este (*). No seu auge, este mar estendia-se desde as montanhas rochosas até os Apalaches (a sua largura atingiu cerca de 1 000 km para um comprimento de 3 300 km ) com uma profundidade de 800-900 metros. No final do Cretáceo, o levantamento contínuo de terras encolheu o mar que a longo prazo se retirou totalmente.

(*) A primeira fase do desenvolvimento do mar de Niobraran começou no Cretácico Médio, quando o mar subiu criando de um braço do Oceano Ártico que conectava a Oeste com América do Norte, o que criou o Mar de Mowry, No sul, o Golfo do México, que era uma extensão do Mar de Tétis, uniu-se com o mar Mowry durante o final do Cretáceo para formar completamente o mar interior da América do Norte (Niobraran).

Condensação (sedimentar)..........................................................................................................................................................................................Condensation

Condensation (sedimentaire) / Condensación (sedimentaria) / Kondensation (Sediment) / 缩合 / Конденсация (осадочная) / Condensazione

Diminuição da taxa de acumulação de um depósito. As condensações estratigráficas podem ocorrer por uma ausência de acarreio terrígeno, no sítio da acumulação ou quando o acarreio sedimentar, num determinado lugar, é equilibrado em relação à taxa de deslocamento dos depósitos. Quando as taxas de acumulação dos sedimentos são fracas, uma grande variedade de depósitos sedimentares, mais ou menos, raros podem formar-se: (i) Horizonte Bioperfurado ; (ii) Acumulação Anómala de Conchas ; (iii) Minerais Autígenos (como fosfato, pirite, siderite, glauconite, etc.) ; (iv) Cimentação Precoce ; (v) Superfície Endurecida, assim como (vi) Enriquecimento em Componentes Sedimentares Raros, como as cinzas vulcânicas e os micrometeoritos.

Ver: " Superfície da Base das Progradações "
&
" Intervalo Sedimentar Condensado "
&
" Intervalo Transgressivo "

Figura 151 (Condensação, sedimentar) - Para Vail et al. (1984) uma secção condensada é um intervalo estratigráfico marinho pouco fino caracterizado por uma taxas de deposição muito lenta (<1-10 mm / ano). Dentro de um ciclo sequência, uma secção estratigráfica condensada consiste, em geral, de sedimentos hemipelágicos e pelágicos, sem de materiais autóctones, depositados na plataforma (média externa), no talude continental e na parte profunda da bacia, durante máximo de aceleração da subida do nível do mar relativo no qual o deslocamento da linha da costa para montante é máximo. Como as taxas de sedimentação clástica são privadas de sedimentos da margem continental, os restos dos esqueletos da fauna pelágica acumulam-se de maneira preferencial para formar níveis condensados de fauna, os quais são, muita vezes utilizados como paleomarcadores tempo. Dentro de um ciclo sequência, no início do intervalo transgressivo (IT), as secções condensadas acumulam-se nas parte basais e mais inclinadas do talude continental. Todavia, à medida que a linha da costa se desloca para a terra, no seguimento de ingressões marinhas cada vez mais importantes, as secções condensadas podem, pouco a pouco, depositar-se também na plataforma continental. A partir do momento em que as ingressões marinhas começam a desacelerar, isto é, desde que uma ingressão marinha é mais pequenas que a precedente (início de deposição do prisma de nível alto), a superfície diacrónica que enfatiza o topo do intervalo transgressivo começa a ser fossilizada pelas progradações do prisma de nível alto (PNA). Como as secções estratigráficas condensadas são ricas em matéria orgânica e se depositam em ambientes sedimentares, mais ou menos, anóxicos, quando fossilizadas elas constituem magnificas rocha-mãe marinhas potenciais, como é o caso no onshore do Alasca ilustrado nesta figura. Este onshore, geologicamente, corresponde a uma cintura de montanhas dobradas da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1989) e é o resultado da colisão das margens continentais divergentes e do fecho do Mar de Niobraran que existiam entre elas. O termo colisão é aqui um pouco enganador, uma vez que na Tectónica das Placas a energia cinética dos corpos geológicos (não dos átomos) não desempenha um papel significativo. A transformação da energia cinética em energia de deformação, como quando um automóvel esbarra contra um muro, não existe na Tectónica das placas. O que se passa na realidade, é que as rochas das placas litosféricas quando submetidas a altas da temperaturas (aumento da energia cinética das partícula atómicas) e pressões, perdem resistência à deformação e, por isso, deformam-se facilmente. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de linha sísmica regional deste onshore, duas zonas de condensação sedimentar são, facilmente, reconhecidas. Cada uma delas está associada a uma superfície da base das progradações com vergências opostas. Estas superfícies condensadas são muito importantes na pesquisa petrolífera, uma vez que elas indicam a posição mais provável das rochas-mãe marinhas. As progradações, que aqui correspondem a taludes continentais, associadas com estas superfícies da base das progradações testemunham o fecho do mar, que existia entre duas margens continentais divergentes. Este mar é, provavelmente, o Mar Cretácico Interior ou Mar Niobraran, que existiu durante o Cretácico Médio / Terminal - Paleogénico Inicial e que dividia o continente Norte Americano em duas grandes massas terrestre: (i) As Montanha Rochosas a Oeste e (ii) os Apalaches a Este. O Mar de Niobraran, que é uma consequência subducção placa Farallon sob a placa norte-americana, durante o Cretácico, estendia-se desde o Golfo do México e até ao Oceano Árctico. As progradações inferiores (dentro dos intervalos coloridos em em verde), que são sobretudo oblíquas (a agradação é negligenciável) e, provavelmente, de idade Triásico / Jurássico, correspondem ao antigo talude continental do continente que estava localizado a norte do oceano. As progradações superiores, entre 1 e 2 segundos (t.w.t.) são, sobretudo, sigmóides (a agradação é significativa) e, provavelmente, de idade Cretácico. Elas correspondem ao talude continental do antigo continente localizado a Sul. O campo petrolífero de Prudhoe Bay (Alasca / EUA) está localizado no paleoalto visível na parte norte da desta tentativa, o qual foi alimentado pelos hidrocarbonetos gerados pela matéria orgânica das rochas-mãe depositadas em associação com a formação das duas superfícies condensadas visíveis nesta tentativa (ver figura anterior).

Condições de anoxia ..................................................................................................................................................................................Anoxic Conditions

Conditions d'anoxie / Condiciones de anoxia / Anoxischen Bedingungen / 缺氧条件下 / Бескислородные условия / Condizioni anossiche

Quando um corpo de água tem um teor muito baixo de oxigénio. Estas condições encontram-se, geralmente, nas áreas de circulação de água restrita ou em comunicação com águas restritas. Na maior parte destes casos, o oxigénio não chega às parte mais profundas do corpo de água devido à formação de uma barreia física horizontal assim como de uma barreira de densidade. Pode dizer-se que quando a taxa de oxidação das bactérias é superior à fonte de oxigénio, as condições ambientais são anóxicas.

Ver: " Ambiente de Deposição"
&
" Intervalo Sedimentar Condensado "
&
" Nível Baixo (do mar)"

Figura 152 (Condições de Anoxia) - Na história da Terra, os intervalos de tempo durante os quais certas porções, mais ou menos, profundas dos oceanos se tornaram pobres em oxigénio (O2) correspondem ao que os geocientistas chamam eventos anóxicos oceânicos. Embora, globalmente, não tenham ocorrido eventos anóxicos nos últimos milhões de anos, os registros geológicos mostram que eles aconteceram, muitas vezes, no passado. Os geocientistas pensam que eventos anóxicos podem estar associados à desaceleração da circulação das correntes oceânicas. O conceito de evento anóxico oceânico está associado à descoberta de argilitos negros ricos em carbono nos sedimentos do Cretácico encontrados nos testemunhos de sondagem do DSDP (acrónimo de "Deep Sea Drilling Project”), os quais são semelhantes, não só em fácies, mas também em idade, aos argilitos encontrados em determinados afloramentos em várias parte do mundo. Isto sugeriu que tais rochas se depositaram em ambientes sedimentares muito pobres em oxigénio. Da mesma maneira, o estudo destes rochas, ricas em matéria orgânica, mostrou a presença de finas laminações de fauna profunda, o que corrobora a presença de condições anóxicas no fundo do mar, as quais se pensa que são correlacionadas com a camada venenosa de sulfureto de hidrogénio (chamado ácido sulfídrico quando em solução aquosa). Por outro lado, os estudos geoquímicos revelaram a presença de moléculas particulares (biomarcadores) que derivam das bactérias púrpuras sulfurosas e das bactérias verdes do enxofre (Chlorobi), as quais são organismos que requerem não só luz, mas também a presença de sulfureto de hidrogénio (H2S) libre, o que sugere que as condições anóxicas se podem estender até à zona fótica. Actualmente, existem condições de anoxia: (i) No Mar Negro, abaixo de 50 m de profundidade ; (ii) No Mar Cáspio, abaixo dos 100 m de profundidade ; (iii) Na parte Este do Mar Mediterrâneo (bacia de Bannock, 34° 21’ 64”N, 20° 02’ 26” E) e (iv) Em muitos outros mares, mais ou menos, fechados. Há indicações de que a eutrofização (aumento de nutrientes, isto é, de alimentos que um organismo necessita para viver e crescer, que são retirados do ambiente) foi responsável pelo aumento da extensão das condições anóxicas, como no Golfo do México e no Mar Báltico, onde as condições de anoxia parecem terem variado ao longo da história geológica. As condições de anoxia podem resultar de vários factores : (a) Estagnação (estado de um líquido que não corre) ; (b) Estratificação da água por densidade (formação de camadas horizontais de água com diferentes densidades estáveis, ordenadas de forma a que as menos densas flutuem sobre as mais densas, com um grau mínimo de mistura entre elas) ; (c) Aporte de material orgânico ; (d) Fortes termoclinas (variações bruscas da temperatura em determinadas profundidades do mar em ambientes de água doce), etc. A produção de sulfitos (sal ou éster do ácido sulfuroso) pelas bactérias começa nos sedimentos, onde elas encontram substratos apropriados e depois na água. Quando, numa bacia, o teor em oxigénio é muito baixo, as bactérias usam nitratos (bons receptores de electrões) e uma desnitrificação ocorre (processo de redução dissimulatória do nitrato que produz nitrogénio, N2), o que quer dizer, que os nitratos são consumidos muito rapidamente. Depois de reduzir alguns dos elementos menores, as bactérias começam a reduzir o nitrato. Se, por acaso, a água é re-oxigenada, os sulfitos serão oxidados em sulfatos (HS + 2O2 em HSO4). Quando condições de anoxia se criam nos oceanos, os teores de oxigénio tornam-se fracos mesmo a pequena profundidade. Tais condições não aconteceram nos últimos milhões de anos. Contudo, os registos geológicos sugerem várias ocorrências no passado, que causaram extinções importantes. Condições de anoxia são fundamentais para a formação de rochas-mãe (do petróleo), uma vez que a matéria orgânica dos sedimentos tem que ser preservada. Se a matéria orgânica morta se acumula num ambiente rico en oxigénio ela é, rapidamente, oxidada. Para que ela seja preservada, ela tem que se acumular num ambiente anóxico, para que, mais tarde, ele possa, eventualmente, se transformar em petróleo ou em gás. Para a formação de matéria orgânica, a presença de oxigénio e nutrientes é indispensável. É por isso que os sectores distais das plataformas continentais são ambientes ideias para a formação de rochas-mãe marinhas potenciais, uma vez que a formação de matéria orgânica aí é abundante, o que produz uma depleção em oxigénio, que permite a sua preservação da matéria orgânica morta, acumulada no fundo do mar).

Cone Aluvial (terminando num corpo de água).............................................................................................Alluvial Fan, Fan Delta

Cône alluvial (aboutissant à la mer ) / Abanico aluvial (que termina en el mar o lago) / Fan - Delta, Schwemmkegel (zum Meer, See) / 扇三角洲 / Аллювиальный конус выноса / Conoide alluvionale (che porta al mare, lago)

Lóbulo sedimentar, não marinho, composto por uma massa rochosa heterogénea, relativamente, pouco inclinado e depositado por uma torrente (especialmente em regiões semiáridas). Um cone aluvial deposita-se quando: (i) Uma corrente desemboca de um vale estreito a montante de um vale muito mais largo ; (ii) Uma corrente é tributária e desagua na corrente principal ; (iii) O constrangimento do vale desaparece de maneira abrupta ou (iv) O gradiente da corrente diminui rapidamente. Um cone aluvial é mais íngreme próximo da boca do vale. O seu ponto mais alto aponta rio acima e mergulha de maneira convexa para jusante, à medida que o gradiente diminui.

Ver: " Aluvial "
&
" Linha de Baía "
&
“Ambiente de Deposição”

Figura 153 (Cone Aluvial, terminando num corpo de água) - Tal como mostrado, nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore de Angola, a influência de depósitos fluviais nos depósitos de águas profundas é sugerida pela configuração de certos reflectores sísmicos a partir dos quais a maioria dos geocientistas reconhece um delta aluvial ou delta tipo Gilbert (*). Certos vales cavados da costa da Ligúria (NE da Itália), conectados com os canhões submarinos, induzidos pela profunda erosão fluvial provocada pela descida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) que ocorreu durante o Messiniano. No Pliocénico, os vales foram inundados pelo mar e transformados em rias. O preenchimento deste vales cavados atingiu cerca de 500 m. O fundo dos vales é, localmente, pavimentado por restos finos de depósitos subaéreos, cobertos abruptamente por margas (até 150 m de espessura), por cima dos quais um certo número de deltas de tipo Gilbert (ricos em conglomerados) se depositaram preenchendo uma grande parte dos vales cavados. A espessura destes deltas, que alternam com intervalos margosos (20-30 metros), têm uma espessura que varia entre 50 e 250 metros, cujas camadas inclinadas atingem 15° - 25° de inclinação. Este deltas são caracterizados por alta taxa de subida do nível do mar absoluto, depois da fase de incisão, e por uma predominância de processos de escoamentos de massa e avalanches de detritos na primeira fase de progradação, seguidos, nas fases posteriores pela progradação dos deltas, com o depósito de camadas inclinadas e estratificadas ao longo do talude do delta, onde predominam escoamentos por inércia e turbidez. Na tentativa de interpretação geológica ilustrada nesta figura, a superfície de erosão (a vermelho), isto é, a discordância marca o limite entre dois ciclos estratigráficos. Esta superfície de erosão, que é reconhecida pela truncatura dos reflectores subjacentes e, também, pelos biséis de agradação e progradação, que caracterizam as terminações dos reflectores sobrejacentes, foi induzida por uma descida do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos), que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (condições geológicas de nível baixo). Provavelmente, esta descida do nível do mar relativo foi exagerada pelo levantamento do Sudoeste da África durante o Terciário Terminal. De facto, na região da bacia geográfica do Congo, onde a linha sísmica original foi tirada, os dados sísmicos sugerem um levantamento entre 1 500 e 2 000 metros. Esta descida do nível do mar relativo (resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica), exumou a antiga plataforma (se ela existia) e também a parte superior dos canhões submarinos presentes no talude continental superior, o que significa que, talvez, uma grande parte da erosão, visível na parte central desta tentativa de interpretação, existia já antes da descida do nível do mar relativo, e que teria sido feita pela acção erosiva de um canhão submarino, provavelmente, associado a um antecessor do rio Congo. O limite superior deste canhão e a orientação da linha sísmica desta tentativa de interpretação, é mostrado à direita da figura. Pode-se supor que durante o período de descida do nível do mar relativo, quando a linha da costa (mais ou menos a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) estava mais baixa do que o rebordo da bacia, uma corrente fluvial carregada de sedimentos aluviais entrou, directamente, na parte submersa do canhão depositando, sob uma profundidade de água, relativamente, importante, um delta aluvial terminando no mar ou de tipo Gilbert (leque aluvial estrato e granocrescente para cima que prograda num corpo de água profundo e de energia relativamente fraca). A geometria dos reflectores, que fossilizam o canhão submarino (geometria sigmóide ou S ao revés) é característica das linhas cronostratigráficas dos aparelhos deltaicos, que são compostos de camadas basais (base do prodelta e turbiditos proximais), camadas frontais (prodelta) e camadas superiores (planície deltaica e frente de delta). Por outras palavras, neste tipo de cone aluvial terminando no mar, as terminações dos reflectores de tipo bisel de progradação são óbvias no limite inferior, assim como os biséis de agradação. Biséis superiores por sem depósito e por truncatura caracterizam um preenchimento do canhão por progradações, respectivamente sigmóides e oblíquas.

(*) Delta do rio, formado por um corpo sedimentar em forma de cunha, cujas camadas superiores são, relativamente, finas e sub-horizontais, com longas camadas inclinadas que progradam a partir da desembocadura do rio e camadas inferiores finas e sub-horizontais. Os deltas tipo Gilbert formam-se com frequência nos lagos, em particular, quando a densidade da água do rio é, mais ou menos, igual à densidade da água do lago, mas podem desenvolver-se, igualmente, no mar quando a linha de baía não está muito longe da linha da costa.