Corrente Norte Atlântica...........................................................................................................................................North Atlantic Current

Courant Nord Atlantique / Corriente Nord-Atlántica / Nordatlantikstrom / 北大西洋流 / Северо-Атлантическое течение / Corrente Nord-Atlantica /

Corrente oceânica quente que continua, para Nordeste, a corrente do Golfo e que no Oeste da Europa se divide em dois ramos principais: (i) Corrente das Canárias, para o Sul e (ii) Corrente de Irminger e Corrente Norueguesa, para o Norte.

Ver: " Corrente Oceânica"

Corrente Norte Equatorial.........................................................................................................................North Equatorial Current

Courant Nord Equatorial / Corriente Nord-Ecuatorial / Nordäquatorialstrom / 北赤道流 / Североэкваториальное течение / Corrente Nord Equatoriale /

Corrente no Pacífico e Oceano Atlântico que flui de Este para Oeste a partir de cerca de 10° norte e 20° de latitude norte. Este é o lado sul de um giro subtropical que se escoa no sentido horário. Apesar do seu nome, esta corrente não atinge o Equador.

Ver: " Corrente Oceânica"

Corrente Oceânica.......................................................................................................................................................................................................Ocean Current

Courant océanique / Corriente oceánica / Ozeanströmungen / 目前海洋 / Океанское течение / Corrente oceanica, Corrente di impulso

Movimento contínuo do oceano provocado por forças que actuam, directamente, sobre a água, como o vento, força de Coriolis, diferenças de temperatura, diferenças de salinidade e marés causadas pela atracção gravitacional do Sol e da Lua.

Ver: " Efeito de Coriolis "
&
" Corrente de Contorno "
&
" Corrente do Golfo"

Figura 191 (Corrente Oceânica) - Existem dois tipos de correntes oceânicas: (i) Correntes de Superfície (circulação de superfície), cujas águas constituem cerca de 10% de toda a água do oceano e correspondem aos primeiros 400 metros do oceano e (ii) Correntes Profundas (circulação termohalina), cujas águas compõem cerca de 90% dos oceanos e se movem nas bacias oceânicas pela acção da gravidade e forças induzidas pelas diferenças de densidade, Em função das diferentes temperaturas e salinidade, as águas profundas afundam-se nas bacias oceânicas, a altas latitudes, onde as temperaturas são, suficientemente, frias para aumentar a densidade. As correntes oceânicas são influenciados por dois tipos de forças: (a) Forças Primárias, que iniciam o movimento da água e (b) Forças Secundárias, que influenciam onde as correntes se escoam. De entre as forças primárias podem citar-se: (1) Aquecimento Solar, que causa a expansão da água (perto do equador, o nível da água é cerca de 8 centímetros mais alto do que nas latitudes médias, o que causa uma ligeira inclinação e um ligeiro escoamento da água) ; (2) Força do Vento, que empurra a água quando o vento sopra na superfície do oceano (o atrito faz a ligação entre o vento e a superfície da água) ; um vento que sopre durante 10 horas através do oceano causará um escoamento das águas superficiais a um velocidade, mais ou menos, de 2% da velocidade do vento (a água acumula-se na direcção segundo a qual o vento sopra) ; (3) Força da Gravidade, que tende tende a puxar a água para baixo ou a empilha-la contra o gradiente de pressão ; (4) Força de Coriolis, que causa o movimento da água para para a direita (no hemisfério Norte) em torno dos amontoados de água, que são criados pelo deslocamento da água para o interior devido ao transporte de Eckman (quantidade de água transportada por uma corrente marinha função da profundidade, uma vez que ela diminui em profundidade devido ao efeito de Coriolis ; a variação do vector velocidade de uma corrente marinha em profundidade, função do efeito de Coriolis, é a espiral de Eckman). Estes amontoados são chamados giros oceânicos, isto é, qualquer grande sistema de correntes marinhas rotativas, em particular as que estão relacionadas com os grandes movimentos do vento. Como o efeito Coriolis é mais forte perto dos pólos, a água escoa-se para Este a altas latitudes desviando-se mais cedo, o que diminui o tamanho do giro. No equador o efeito Coriolis é inexistente e a água flui para Oeste até encontrar um continente de bloqueio. O limite Oeste das correntes é mais rápido e profundo do que o limite Este, e o amontoado é deslocada para Oeste. O giro do Norte Atlântico é dividido em quatro distintas correntes: (A) Corrente Norte Equatorial, que é corrente importante do Oceano Pacífico e Oceano Atlântico que se escoa de Este para Oeste, entre cerca de 10° Norte e 20° Norte e que corresponde ao sector sul do giro subtropical que flui no sento dos ponteiros de um relógio; apesar de seu nome, esta corrente não está conectada ao equador e em ambos os oceanos, ela é separada da circulação equatorial pela Contra-Corrente Equatorial, que flui para Este; o escoamento superficial para o Oeste no equador, em ambos os oceanos, é parte da Corrente Equatorial Sul ; (B) Corrente do Golfo, que é uma corrente marítima rápida e quente do oceano Atlântico que tem origem no Golfo do México, passa pelo estreito da Flórida e segue a costa Este dos Estados Unidos continuando até à Europa ; (C) Corrente Norte Atlântica, que é uma corrente oceânica de águas quentes que é uma continuação da parte nordeste da Corrente do Golfo, que Oeste da Irlanda ela divide-se em dois ramo: 1) Um que se dirige para o Sul (Corrente das Canárias) e 2) Outro que continua para o Norte ao longo da costa noroeste da Europa ; direcionada pela circulação termohalina global (THC), a Corrente Norte Atlântica é considerada, frequentemente, uma extensão da Corrente do Golfo ; (D) Corrente das Canárias, que é uma corrente marítima do Atlântico Nordeste (ramo sul da Corrente do Golfo) que flui para sudoeste ao longo da costa noroeste de África até à região do Senegal, onde se inflecte para Oeste, afastando-se da costa e transformando-se na Corrente Equatorial do Norte, que atravessa o Atlântico de Este para Oeste (a temperatura que é maior do que as águas circundantes resulta da incorporação de águas mais frias e ricas em nutrientes, elevadas a partir das camadas mais profundas do oceano pelo fenómeno de ressurgência (“upwelling” dos autores anglo-saxões) do upwelling). Como ilustrado no mapa da direita, as correntes oceânicas dividem-se em (i) Correntes quentes (em vermelho na carta), que se formam-se na zona intertropical, próxima do equador e se dirigem para a regiões polares zonas polares com movimento sinistral no hemisfério Sul e dextral no hemisfério Norte e (ii) Correntes frias (em azul na carta), que se formam nas zonas polares e movimentam-se em direção à região equatorial.

Corrente de Ondulação...................................................................................................................................................................Surge Current

Courant d'ondulation / Corriente de oleaje / Ripple-Strom, Stoßstrom, Wellenbrandungsströmen / 浪涌电流 / Волнообразное течение / Corrente di ondulazione (a causa delle onde)

Corrente que resultam da acumulação de água junto à costa, devido à rebentação das ondas e ao tipo de incidência com que as ondas atingem a costa. Vários tipos de correntes de ondulação podem distinguir-se: (i) Correntes de Rebentação (da ressaca) ; (ii) Corrente de Afluxo ; (iii) Corrente de Refluxo ; (iv) Corrente em Ziguezague ou de Deriva da Praia (deriva litoral ou longitudinal) ; (v) Corrente de Retorno e (vi) Corrente dos Agueiros ou de Concentração, etc.

Ver: " Retrogradação"
&
" Limite Externo de Rebentação"
&
" Zona de Rebentação "

Figura 192 (Corrente de Ondulação) - Neste esquema, tirado de M. Moreira (1984) estão representadas as principais correntes de ondulação, isto é, as principais correntes que resultam da acumulação de água junto à costa, devido à rebentação das ondas do mar e ao tipo de incidência das vagas na costa : (1) Corrente de Afluxo ou Jacto da Rebentação, onda de translação (*) que se dirige para a costa ; (2) Corrente de refluxo, onda de translação que se dirige para o mar e que se escoa no sentido do declive do fundo do mar ; (3) Corrente de deriva da praia ou corrente de ziguezague, corrente que se forma em consequência da acumulação da água e sedimentos pelas correntes de afluxo e refluxo, quando a rebentação é oblíqua à linha da costa ; (4) Corrente de agueiros, corrente transversal ou oblíqua à linha da costa, que se dirige par o largo, afectando a massa superficial e profunda e que para lá da faixa de rebentação se abre em leque, dividindo-se em ramos que regressam à costa com a corrente de afluxo ; (5) Corrente de deriva litoral, massa de água que se desloca ao longo da costa, fora da faixa de rebentação, proveniente da acumulação das águas das correntes e refluxo, de redemoinho e da deriva de praia, quando a rebentação é oblíqua à costa. assim como (6) da direcção das ondas ao largo e (7) as cristas pré-litorais (ondulações de grande amplitude, até 1 metro, que se forma no limite externo da praia baixa e que alternam com sulcos pré-litorais As correntes de afluxo (jacto da rebentação), resultam da transformação das ondas de oscilação em ondas de translação, desde que as ondas rebentam. As ondas de translação propagam-se por uma corrente que se dirige para a costa (corrente de afluxo). A corrente de refluxo é a corrente resultante da rebentação, mas que se dirige para o mar, segundo o declive do fundo do mar, desde que a corrente de afluxo deixa de existir. Ela resulta da inversão da corrente de afluxo, devido à perda de energia causada pelo declive e atrito do fundo do mar. Muitos geocientistas chamam as corrente de afluxo e de refluxo correntes de ressaca ou de rebentação. As correntes de deriva da praia ou correntes em ziguezague formam-se nas praias, na área de rebentação atingida pelas correntes da ressaca, em consequência da acumulação da água (e sedimentos) pelas correntes de afluxo e refluxo, quando a rebentação é oblíqua à costa. As correntes dos agueiros (de RIP ou de concentração) são correntes transversais ou oblíquas à linha de costa, que se dirigem para o largo afectando a massa de água superficial e profunda. Certos geocientistas atribuem a origem desta corrente ao escoamento das águas acumulada na faixa da ressaca e que canalizadas pelos sulcos pré-litorais, vão embater na corrente de deriva litoral, gerando-se uma vergência na área de choque e turbilhões que se dirigem de novo para a costa. Esta corrente reconhece-se pela presença de interrupções da linha de cristas de rebentação. A corrente de deriva litoral ou longitudinal, é a massa de água que se escoa ao longo da costa, fora da faixa de rebentação, e que resulta da acumulação da água das correntes de refluxo, redemoinho e deriva da praia, quando a rebentação é oblíqua à costa. A corrente de retorno é a corrente (se ela existe) que se desloca junto do fundo do mar e que escoa para largo a corrente de refluxo. A ondulação do largo (6) é a deformação da superfície dos mares, oceanos ou grandes lagos devido a propagação das ondas, que corresponde a uma oscilação periódica de uma massa de água, devido a propagação de um movimento originado pelo vento. Devido aos fenómenos de amortecimento, no alto mar, a onda não se propaga até ao fundo, não sendo assim modificada por ele. A profundidade máxima para além da qual, não se faz sentir o movimento oscilatório das ondas é chamada cimatopausa. Pela altura de uma onda pode saber-se qual é a profundidade está o fundo do mar. Quando a acção de onda atinge o fundo do mar ela é retardada, ou seja, o comprimento de onda de propagação diminui. Como resultado, a água que chega acumula-se e faz com que a crista da onda cresça e se torne mais angulosa. A inclinação da onda (a razão entre a sua altura e o comprimento de onda) aumenta até que, ao chegar a um valor de cerca de 1/7, a água já não se consegue suportar a si própria e a onda rebenta: a profundidade da água é cerca de 1,3 vezes a altura da onda (a distância vertical entre a cava e a crista seguinte). A distância à costa em que este fenómeno ocorre depende da inclinação do fundo. Se o fundo da costa for muito inclinado, muitas ondas pequenas rebentarão na costa. Se o fundo é mais suavemente inclinado, as ondas rebentarão mais longe. Por isso, o sítio de rebentação das ondas é um bom indício para sabermos qual é a profundidade da água.

(*) Que se propaga horizontalmente, desde que as ondas se quebraram. Efectivamente, quando uma onda se quebra a água da crista escorre pela face frontal e continua a atravessar a zona de arrebentação, o que quer dizer, que nas ondas de translação a água desloca-se realmente, o que não é o caso nas ondas de oscilação, que viajam, mas a água não vai a lugar nenhum, uma vez que ela efectua um movimento circular: ela vai para a frente e para cima quando uma crista passa, e para baixo e trás na passagem da cava.

Corrente de Turbidez (corrente turbidítica)........................................................................................................Turbiditic Current

Courant de turbidité / Corriente de turbidez, Corriente turbidítica, Corriente de turbación / Suspensionsstrom, Trübestrom / 当前的浊度 / Мутьевое течение / Corrente torbide /

Corrente (ar, água, ou outro fluído) provocada pelas diferenças de quantidade e qualidade do material em suspensão (lama, silte, etc.). As correntes marinhas de turbidez, que transportam em suspensão sedimentos, movem-se, rapidamente, costa abaixo do talude continental e depois espalham-se na planície abissal. Sinónimo de Corrente de Turvação e de Corrente Turbidítica.

Ver: " Corrente "
&
" Turbiditos "
&
" Prisma de Nível Baixo "

Figura 193 (Corrente de Turbidez) - Uma corrente turbidez ou corrente turbidítica é uma corrente gravitária ou corrente de densidade (escoamento, mais ou menos horizontal num campo gravitacional que é movido por uma diferença de densidade) de forte densidade que se origina, em geral, nas áreas com uma deposição importante. Este mecanismo de transporte ocorre numa mistura de água e sedimentos que se move junto ao fundo sedimentar porque a densidade da mistura é maior do que a do corpo de água em que ela flui e é, geralmente, criado pela turbulência (movimento irregular de um fluido de maneira tal que a velocidade das diferentes partículas fluidas que passam num ponto pode variar com o tempo em grandeza e direcção) entre os grãos. A turbulência gera forças orientadas para cima, que mantém os materiais da corrente de turbidez em suspensão constante. Por outro lado, por este mecanismo uma corrente de turbidez pode percorrer dezenas, ver mesmo, centenas de quilómetros devido à capacidade erosiva do mecanismo, que tende a aumentar a carga de materiais em suspensão o que aumenta, necessariamente, a sua viscosidade. Emboras, as razões da formação de uma corrente de turbidez, ou seja, embora os factores que põem, os sedimentos em suspensão na água, possam ser muito variados (tremores de terra, aumento de acarreio sedimentar, cheias dos rios, levantamento topográfico, descida do nível do mar, ruptura ou aumento de declive, etc.) uma corrente de turbidez desenvolve-se sempre em taludes continentais com declive acentuado. Quando, dentro de um ciclo sequência (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, o que quer dizer que ele tem uma duração entre 0,5 e 3.-5 milhões de anos), a bacia sedimentar não tem plataforma continental (a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição que corresponde, mais ou menos, com a linha da costa, e coincide com o rebordo continental), à medida que a frente de um delta, por exemplo, prograda, o ângulo do talude, que é, neste caso, localizado na parte superior do talude continental, aumenta até atingir um ângulo crítico. Quando este ângulo é superado a massa de sedimentos torna-se instável e entra, subitamente, em movimento colocando em suspensão uma grande quantidade de sedimentos. A força deste tipo de corrente é muito grande e provoca o arrastamento de todo o material que vai encontrando pela frente, modelando uma grande parte dos canhões submarinos. Todavia, desde que a corrente perde sua energia ao encontrar uma ruptura de inclinação importante (em geral no sopé do talude continental ou na planície abissal), ela desacelera, suficientemente, para que os sedimentos se depositem sob a forma de cones submarinos (como ilustrado nesta fotografia) que formam os mais importantes sistemas de deposição turbidítica. A maioria do material é transportado pelo mecanismo esquematizado nesta figura. Na parte da frente, há erosão por aspiração e deposição na parte de trás. Os blocos de grandes dimensões deslocam-se, por tracção, quer por arrasto (rastejamento dos sedimentos sobre a interface entre sedimento e fluido), quer por rolamento (rotação das partículas sedimentares em torno do próprio eixo sobre a interface entre sedimento e fluido), na base da corrente, enquanto que as partículas mais pequenas restam em suspensão. Elas podem percorrer centenas de quilómetros com uma velocidade, relativamente, grande (dezenas de quilómetros por hora). Elas formam-se quer em situações geológicas de alto nível do mar (nível do mar relativo está acima do rebordo da bacia), quer de nível baixo do mar (nível do mar relativo está mais baixo que o rebordo da bacia), quando a bacia não tem plataforma continental. No primeiro caso, elas formam-se por deslizamentos criados por instabilidades ou rupturas do rebordo da bacia, ou durante as cheias dos rios que levam para o mar um excesso de sedimentos, que não podem ser depositados na plataforma ou planície costeira. No segundo caso, elas estão associadas a descidas significativas do nível do mar relativo (referenciado ao fundo do mar ou à base dos sedimentos), que exumam a plataforma continental, caso haja uma, e a parte superior do talude continental. A desembocadura dos rios é deslocada para o mar, por vezes, de várias dezenas de quilómetros. O material transportado pelos rios vai cair, directamente, no talude continental e é transportado por correntes de turbidez para as partes mais profundas da bacia, onde ele é depositado. No primeiro caso, os depósitos podem ter qualquer idade, dentro de um ciclo sequência, enquanto que no segundo caso, eles têm a idade da descida do nível do mar relativo, isto é, da discordância que lhe é associada.

Corrente Turbidítica................................................................................................................................................................................Turbiditic current

Courant de gravité / Corriente de turbidez, Corriente turbidítica, Corriente de turbación / Suspensionsstrom, Trübestrom / 当前的浊度 / Гравитационное течение / Corrente torbide, Torbidità corrente

Corrente muito rápida com uma carga sedimentar importante que desce um talude (continental, aluvial ou deltaico) através do ar, água ou outro líquido. Uma corrente turbidítica desloca-se porque tem uma densidade e turbidez mais alta do que o fluído através do qual ela se escoa. Sinónimo de Corrente de Densidade e Corrente de Turbidez.

Ver: " Corrente de Turbidez "
&
" Turbiditos "
&
"Cone Submarino de Bacia "

Figura 194 (Corrente Turbidítica) - Uma corrente turbidítica é um dos quatro tipos de fluxos sedimentares gravíticos, isto é, um fluxo de sedimentos ou de misturas de água e sedimento, mais ou menos, horizontal num campo gravitacional que é movido por uma diferença de densidade, sem influência significativa do meio existente por cima desse fluxo. Os quatro tipos de escoamento são: (i) Fluxos ou Escoamentos Granulares, nos quais a dispersão dos materiais e a manutenção destes em suspensão é promovida pela colisão entre partículas ; (ii) Fluxos ou Escoamentos Liquidificados, nos quais as partículas perdem contacto uns com os outros, sendo dispersos e mantidos em suspensão pelos movimentos ascendentes da água ; (iii) Fluxos ou Escoamentos Detríticos, nos quais o fluido tem grande quantidade de material fino em suspensão, o qual serve de suporte ao transporte em suspensão de alguns elementos maiores e (iv) Fluxos ou Escoamentos Turbidíticos, que muitos geocientistas denominam correntes turbidíticas, os quais correspondem a misturas turbulentas de água e sedimentos variados que, no conjunto, correspondem a um fluido cuja densidade global é maior do que a da água que envolve a corrente. Um fluxo granular (i) produz, muitas vezes, depósitos granuloclassificados de maneira negativa (as partículas mais finas na base e no topo as mais grosseiras). Um fluxo ou escoamento liquidificado (ii) produz, geralmente, depósitos heterométricos (com partículas com dimensões diferentes). Um fluxo de detritos (iii) produz, quase sempre, depósitos maciços, heterométricos e não granuloclassificados. Uma corrente turbidítica (iv) produz, depósitos heterométricos, granuloclassificados de maneira positiva, quer isto dizer que as partículas mais grosseiras se localizam na base e no topo as mais pequenas. A iniciação de uma corrente turbidítica necessita um mecanismo exógeno qualquer que faça com que grande quantidade de sedimento entre em suspensão. No esquema ilustrado nesta figura, as correntes turbidíticas são iniciadas por uma ruptura da frente de um delta (não confundir com um edifício deltaico), quando a inclinação do talude deltaico atinge o ângulo crítico (*), isto é, quando o delta não pode mais progradar. Nestas condições, a frente de delta destabiliza-se e a massa de sedimentos entra, subitamente, em movimento, colocando em suspensão uma grande quantidade de material. A corrente turbidítica, assim formada, desloca-se para a base do prodelta (onde há acomodação suficiente). Ao atingir a ruptura de inclinação da base do prodelta, a corrente turbidítica entra em desaceleração e perde competência de transporte, o que permite o depósito de cones submarinos turbidíticos proximais. A agradação dos cones submarinos diminui o ângulo do talude deltaico, que se torna de novo estável, o que permite, de novo, a progradação da frente de delta. Esta sucessão de eventos é fácil de reconhecer no terreno ou nas linhas sísmicas (uma agradação recoberta por uma progradação). O contexto geológico é de nível alto e os turbiditos depositam-se na base do prodelta e não na base do talude continental. Todavia, as grandes correntes turbidíticas. qualquer que seja o factor de iniciação, escoam-se e desenvolvem-se, principalmente, ao longo do talude continental e quando atingem a planície abissal depositam, por desaceleração, os sedimentos que ela transportavam sob a forma de cones submarinos. No modelo de deposição dos turbiditos marinhos profundos proposto por P. Vail que é, ligeiramente, diferente do modelo de Emiliano Mutti, as correntes turbidíticas formam-se em associação com descida significativas do nível do mar relativo (nível do mar referenciado a um ponto local quer ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos ou seja o topo da crusta continental, e que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), que deslocam para o mar e para baixo (agradação negativa) os biséis de agradação costeiros. Este deslocamento rompe o perfil de equilíbrio provisório dos rios, que são obrigados a aprofundar os seus leitos para atingirem um novo perfil provisório de equilíbrio, o que aumento muito o acarreio terrígeno. Os sedimentos transportados pelos rios são despejados sobre o talude continental onde eles iniciam correntes de turbidez que se movem, talude abaixo. Vail distingiu dos tipos de cones submarinos induzidos por este tipo de correntes turbidíticas: (i) Os cones submarinos de bacia (CSB), de geometria, mais ou menos sub-horizontal, como ilustrado nesta fotografia pelos turbiditos de Zumaia (Espanha) e (ii) Os cones submarinos de talude (CST) que, em geral, se depositam sobre os cones submarinos de bacia e que têm uma geometria ondulada típica (estruturas em asas d e gaivota em voo).

(*) O ângulo crítico de um talude deltaico é função, entre outros factores, da profundidade de água da plataforma continental sobre a qual o delta prograda. Quanto maior for a profundidade de água maior será o ângulo crítico.

Correntes Profundas..............................................................................................................................................................................................Deep Currents

Courants profonds / Corrientes profundas / Tiefe Meeresströmungen, Tiefe Strom / 深海洋流 / Глубокие океанические течения / Correnti oceaniche profonde, Correnti d'acqua profonda /

Um dos dois tipos de correntes oceânicas: (i) Correntes de Superfície e (ii) Correntes Profundas (circulação termohalina). As correntes profundas formam cerca de 90% dos oceanos e movem-se nas bacias oceânicas pela acção da gravidade e forças induzidas pelas diferenças de densidade (função das diferentes temperaturas e salinidade). As correntes profundas afundam-se nas bacias oceânicas, a altas latitudes, onde as temperaturas são, suficientemente, frias para aumentar a densidade.

Ver: " Corrente Oceânica"

Correntes de Superfície........................................................................................................................................................................Surface Currents

Courants de surface / Corrientes de superficie / Oberfläche Ströme, Oberflächenmeeresströmungen / 表面流 / Поверхностные течения / Correnti superficiali /

Um dos dois tipos de correntes oceânicas: (i) Correntes de Superfície (circulação de superfície) e (ii) Correntes Profundas (circulação termohalina). As correntes de superfície constituem cerca de 10% de toda a água do oceano e correspondem à trancha de água dos primeiros 400 metros dos oceanos.

Ver: " Corrente Oceânica"

Cortejo de Fácies ......................................................................................................................................................................................................................Facies Tract

Cortége de faciès / Cortejo de facies / Prozession der Fazies, facies-Darm-Trakt / 游行的相, 相道 / Фациальный интервал / Processione di facies, Zona di facies /

Associação lateral e síncrona de diferentes litologias, geneticamente associadas, e com uma fauna associada. Sinónimo de Cortejo de Sistemas de Depósito ou de Cortejo Sedimentar.

Ver: " Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Sistema de Deposição "

Figura 195 (Cortejo de Fácies) - Em geologia, o termo fácies significa mais uma litologia e do que não um ambiente sedimentar como, muitas vezes, ele é utilizado, sobretudo nas publicações americanas. Este termo foi utilizado pela primeira vez pelo geocientista suíço Amanz Gressly (cerca de 1835) para definir um conjunto litológico acompanhado de uma fauna, mais ou menos, característica depositado num ambiente particular. Assim, não se deve dizer uma areia de fácies deltaica. É preferível dizer uma fácies arenosa de um ambiente deltaico (em português um fácies é um aspecto ou uma fisionomia, enquanto que uma fácies é uma litologia com uma fauna associada). Da mesma maneira, não diga: “Uma tentativa de interpretação de uma linha sísmica em fácies” como dizem muitos geocientistas americanos para designar uma tentativa de interpretação em ambientes sedimentares. Diga simplesmente “Uma tentativa de interpretação de uma linha sísmica em ambientes sedimentares”, quando tentar interpretar os diferentes ambientes sedimentares que compõem os intervalos de uma linha sísmica, quer eles sejam determinados dentro de um ciclo sequência, de um subciclo de invasão continental, ciclo de invasão continental, ou mesmo dentro de um paraciclo sequência. Desta maneira, isto é, etimologicamente, um cortejo de fácies (sinónimo de cortejo sedimentar), no campo ou nas linhas sísmicas, corresponde a uma associação lateral e síncrona de diferentes litologias geneticamente ligadas, o que quer dizer, que se uma litologia desaparecer (ou não se deposita) as outras, normalmente, também desaparecem (ou não se depositam). Um delta é um exemplo típico de um cortejos de fácies é um delta (não confunda um delta que, em geral, tem uma espessura entre 10 e 50 metros, com um edifício deltaico, ou seja, com uma sobreposição, mais ou menos, vertical de deltas, cuja espessura podem ultrapassar, facilmente, vários milhares de metros. Num delta, quer no campo, quer numa linha sísmica (entre duas linhas linha cronostratigráfica) existem três litologias diferentes que formam um cortejo de fácies. De montante para jusante se reconhecem : (i) Siltitos (silte) de planície deltaica e arenitos (areia) de frente de delta ; (iii) Argilitos (argila) de prodelta e (iii) Argilitos, por vezes com areias turbidíticas da base do delta. Os siltitos (rocha sedimentar clástica constituída, principalmente de quartzo, mica e argila, com grãos do tamanho silte, ou seja, de tamanho intermediário entre areia e argila) são predominante na planície deltaica (ambiente sedimentar). Os arenitos (rocha sedimentar clástica constituída por quartzo, feldspatos, micas e impurezas diversas, com grãos do tamanho areia) predominam na frente de delta (ambiente sedimentar) e os argilitos (rocha sedimentar clástica constituída por filossilicatos (*) (englobam o grupo das micas, o grupo da clorite, o grupo da serpentina e o grupo dos minerais argilosos) de granulometria < 0,004 mm) predominam no prodelta (ambiente sedimentar). As areias da base de delta são de natureza turbidítica que se depositam em associação com rupturas e deslizamentos da frente de delta, cuja fácies controla a fácies desses turbiditos proximais como muitos geocientistas lhes chamam. Na estratigrafia sequencial, como ilustrado neste esquema (baseado em linhas sísmicas do offshore da Mahakam, Indonésia), os ciclos sequência, que são associados a ciclos eustáticos de 3a ordem (caracterizados por terem um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My), são compostos por dois grupos de cortejos de fácies ou cortejos sedimentares os quais são constituídos pela sobreposição de vários subgrupos de cortejos de fácies. Quando um ciclo sequência é completo, de baixo para cima reconhece-se: (a1) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (a2) Cones Submarinos de Talude (CST) ; (a3) Prisma de Nível Baixo (PNB), que formam o grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e (b1) Intervalo Transgressivo (IT) e (b2) Prisma de Nível Alto (PNA), que formam o grupo de cortejos de nível alto (CNA). Dentro de cada cortejo sedimentar, podem reconhecer-se uma ou várias linhas cronostratigráficas ao longo das linhas tempo se podem identificar várias fácies (litologias), de maneira que, globalmente, as linhas de fácies (com a mesma litologia) recortam as linhas tempo ou linhas cronostratigráficas.

(*) A palavra filossilicato vem do grego phylon, que significa folha, uma vez que todos os membros deste grupo de minerais possuem hábito achatado ou em escama e uma clivagem basal cujas lamelas são flexíveis elásticas ou plásticas, mas raramente quebradiças. Os filossilicatos têm uma dureza baixa, normalmente inferior a 3,5, na escala Mohs, e uma densidade, relativamente, baixa em relação a outros silicatos. As particularidades mais marcantes dos filossilicatos (divisibilidade, dureza e hábito) estão associadas à sua estrutura que é constituída por tetraedros de silício compartilhados, em duas dimensões, formando uma folha, onde três dos quatro oxigénios dos tetraedros SiO4 são compartilhados com os tetraedros vizinhos (relação Si:O=2:5). Para a constituição dos minerais desta classe as folhas tetraédricas são unidas a folhas octaédricas, constituídas por brucite [Mg(OH)2] ou gibbsite [Al(OH)3], originando duas famílias, denominados respectivamente de trioctaédrica e dioctaédrica.(http://www.rc.unesp.br/museudpm/banco/silicatos/filossilicatos/filossilicatos.html)

Cortejo de Nível Alto (grupo de cortejos sedimentares)............................................Highstand Systems Tract

Cortége de Haut Niveau (de la mer) / Cortejo de nivel alto (del mar) / Prozession der High - Level (Sea) / 高层次的游行（海) / Тракт системы высокого уровня моря / Processione di alto livello (mare)

Um dos cortejos que formam o conjunto do intervalo transgressivo (IT) e do prisma de nível alto (PNA), os quais são subgrupos do grupo de cortejos de nível alto (CNA). Dentro de uma ciclo sequência completo, o grupo dos cortejos de nível alto é formado por dois subgrupos: (i) Intervalo transgressivo (IT) e (ii) Prisma de nível alto (PNA). O prisma de nível alto deposita-se quando o nível do mar está acima do rebordo da bacia e quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração, próximo da estabilização, ou mesmo quando ele começa a descer. O intervalo transgressivo (IT) deposita-se quando o nível do mar relativo sobe em aceleração. Na curva do espaço disponível durante um ciclo sequência, os segmentos durante os quais se depositam o prisma de nível baixo (PNB) e o intervalo transgressivo (IT) tem a 1a e a 2a derivada positivas (a função é crescente e tem uma geometria côncava, o que quer dizer que a taxa de subida do nível do mar relativo é em aceleração). O segmento durante o qual se deposita o prisma de alto nível (PNA) tem a 1a derivada positiva, mas a 2a derivada é negativa (a função é crescente e tem uma geometria convexa ou, por outras palavras, a taxa de subida do nível do mar relativo é em desaceleração). A deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue cada um dos paraciclos eustáticos.

Voir: " Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Nível Alto (do mar)"

Figura 196 (Cortejo de Nível Alto do Mar, grupo de cortejos sedimentares) - O offshore da China, onde a linha sísmica original do autotraço, ilustrado nesta figura, foi tirada, corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacia sedimentares de Bally e Snelson (1980). Na grande maioria das linha sísmicas regionais deste offshore, de baixo para cima, reconhece-se, facilmente: (i) Um Soco ou uma Cintura Dobrada, mais ou menos aplanada ; (ii) Uma Bacia Interna ao Arco de idade Mesozóico / Cenozóico e (iii) Uma Margem Divergente de tipo não Atlântico, que se desenvolveu em associação com o alastramento oceânico que ocorreu depois da ruptura da bacia interna ao arco. Neste tentativa de interpretação geológica de um autotraço de detalhe uma linha sísmica deste offshore, na margem divergente de tipo não Atlântico, reconhecem-se as parte proximais de vários ciclos sequência. Cada um destes ciclos estratigráficos foi induzido por ciclos eustáticos (curva das variações do nível do mar relativo), cuja duração varia entre 0,5 e 3-5 My, é limitado por duas discordâncias, isto é, por duas superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, quer seja, o fundo do mar ou à base dos sedimentos, o qual é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica (*)). Assim, a diferença de idade entre duas discordâncias (linhas vermelhas onduladas nesta tentativa de interpretação) consecutivas é inferior a 3-5 Ma e superior a 0,5 My. A discordância inferior de cada ciclo sequência identifica-se pelas relações geométricas de truncatura dos reflectores do ciclo subjacente. A discordância superior reconhece-se, facilmente, não só pelos biséis de agradação costeiros do ciclo sequência sobrejacente, mas também pelos biséis somitais dos reflectores dos prisma de nível alto (PNA). Nesta tentativa de interpretação, a última discordância ponteada (mais ou menos, a uma profundidade de 1,4 segundos, tempo duplo) reconhece-se pela ocorrência de um preenchimento de um vale cavado. Dentro de cada ciclo sequência, unicamente, os subgrupos do grupo de cortejos sedimentares de nível alto são visíveis, isto é: (i) O subgrupo de cortejos sedimentares que formam o intervalo transgressivo (IT), que é limitado entre a discordância inferior e a superfície de inundação máxima (em tracejado e em verde) e (ii) O subgrupo de cortejos sedimentares que formam o prisma de nível alto (PNA), o qual se reconhece, facilmente, pela sua geometria progradante, a qual contrasta com a geometria agradante (retrogradante a grande escala) do intervalo transgressivo (IT). Par evitar confusões, a maioria dos geocientistas preferem a designação de prisma de nível alto (PNA), à de cortejo de nível alto, uma vez que o intervalo transgressivo (IT) é, também, um subgrupo de cortejos de nível alto (CNA). Durante os intervalos transgressivos (IT), o nível do mar relativo sobe em aceleração, enquanto que durante a deposição do prisma de nível alto (PNA), o nível do mar relativo sobe em desaceleração. Por outras palavras, as ingressões marinhas, que criam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), são cada vez mais importantes durante os intervalos transgressivos e cada vez mais pequenas durante o prisma de nível alto (**). Por outro lado, durante os intervalos transgressivos, os paraciclos sequência são cada vez mais pequenos, enquanto que durante o prisma de nível baixo, eles são cada vez mais importantes. O limite entre a subida do nível do mar relativo em aceleração e em desaceleração corresponde, mais ou menos, ao ponto de inflexão da curva das variações do nível do mar relativo, o qual enfatiza superfície de inundação máxima. A primeira superfície de inundação da planície costeira (em condições geológicas de nível baixo a bacia não tem plataforma) marca o início do intervalo transgressivo (IT) e da formação de uma plataforma continental. A amplitude da invasão continental depende da morfologia da discordância inferior, o que quer dizer, que para a mesma subida do nível do mar relativo, menos inclinada é a discordância inferior é para o mar, maior é a invasão continental (deslocamento para o continente da linha da costa ou dos biséis de agradação costeiros).

(*) Subsidência quando o regime tectónico predominante é em extensão, ou seja, quando há alongamento dos sedimentos e levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão, ou seja, quando os sedimentos são encurtados.

(**) Durante o depósito do prisma de nível baixo (PNB), as ingressões marinhas, ou seja, as subidas do nível do mar relativo são igualmente em aceleração, uma vez que o segmento da curva das variações do nível do mar relativo em associação com a qual ele se deposita, é crescente e de geometria côncava.

Cortejo de Nível Baixo (grupo de cortejos sedimentares)..........................................Lowstand Systems Tract

Cortége de bas niveau (de la mer) / Cortejo do nivel bajo (del mar) / Prozession der Low-Level (See) / 低层次的游行（海) / Тракт системы низкого уровня моря / Processione di basso livello (mare)

Um dos cortejos sedimentares que formam o conjunto dos cones submarinos de bacia (CSB), cones submarinos de talude (CST) e do prisma de nível baixo (PNB) que são os subgrupos do grupo de cortejos de nível abaixo (CNB). Dentro de uma ciclo sequência completo, o grupo dos cortejos de nível baixo é formado por três subgrupos: (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB). Todos estes subgrupos de cortejos sedimentares depositam-se quando o nível do mar está debaixo do rebordo da bacia que, em geral, corresponde ao último rebordo da bacia do ciclo sequência precedente. Em relação à curva das variações relativas do nível do mar, que definem o ciclo sequência, o grupo de cortejos de nível baixo deposita-se quando o nível relativo do mar, praticamente, atingiu o ponto mais baixo da curva e começa a subir, pouco a pouco, e em aceleração. Na curva do espaço disponível, durante um ciclo sequência, os segmentos durante os quais se depositam o prisma de nível baixo (PNB) e o intervalo transgressivo (IT) tem a 1a e a 2a derivada positivas (a função é crescente e tem uma geometria côncava, o que quer dizer que a taxa de subida do nível do mar relativo é em aceleração). O segmento durante o qual se deposita o prisma de alto nível (PNA) tem a 1a derivada positiva, mas a 2a derivada é negativa (a função é crescente e tem uma geometria convexa ou, por outras palavras, a taxa de subida do nível do mar relativo é em desaceleração). A deposição ocorre durante o período de estabilidade relativa do nível do mar que segue cada um dos paraciclos eustáticos.

Ver: " Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Nível Alto (do mar)"

Figura 197 (Cortejo de Nível Baixo do Mar, grupo de cortejos sedimentares) - O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) (*), quando completo, é constituído por três subgrupos: (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB). A geometria dos cones submarinos de bacia é agradante, enquanto que a geometria dos cones submarinos de talude é ondulada. As estruturas em ”asas de gaivota” em voo de Peter Vail, isto é, os complexos de diques marginais naturais turbidíticos e depressões ou canais entre eles são característicos dos cones submarinos de talude. A geometria do prisma de baixo nível (PNB) é progradante. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Namíbia, os subciclos de invasão continental superiores estão individualizados por discordâncias (linhas onduladas em vermelho). A diferença de idade entre cada uma destas discordâncias (SB. 5,5 Ma ; SB. 10,5 Ma, SB. 21 Ma e SB, 30 Ma) é superior a 3-5 My e inferior a 50 My, o que quer dizer, que estes intervalos sísmicos se depositaram em associação com ciclos eustáticos de 2a ordem cuja duração varia entre 3-5 My e 50 My, provavelmente induzidos por variações significativas da subsidência tectónica (afundamento da crusta terrestre a larga escala, em relação a certas áreas crusta ou relação ao geóide, por extensão, resfriamento ou carregamento). Por isso, estes intervalos sedimentares podem ser considerados como subciclos de invasão continental. Todavia, como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, estes subciclos de invasão continental são compostos por ciclos sequência que são, relativamente, difíceis de individualizar a esta escala. Tendo em linha de conta a geometria dos reflectores, é possível prognosticar, que a maioria dos subciclos de invasão continental são compostos por uma agregação lateral de ciclos sequência formados, unicamente, por prismas de nível baixo (PNB). Isto é óbvio, a partir do Miocénico Superior (SB. 21 Ma). Na realidade, acima da discordância SB. 30 Ma, que corresponde, provavelmente, à descida significativa do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) induzida pela formação da calota glaciária da Antarctica, um pacote de cones submarinos de bacia (CSB), depositados durante vários ciclos sequência é fácil de reconhecer pela sua geometria agradante (intervalo de colorido em amarelo). A montante deste pacote sedimentar, reconhece-se um outro, com uma geometria ondulada, que pode ser interpretado como uma superposição de cones submarinos de talude (CSB), também, associados a vários ciclos sequência. Actualmente, a profundidade de água sugere, fortemente, condições geológicas de nível alto, uma vez que o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia (localizado, provavelmente, a cerca de 5 km a Este da extremidade Oeste de este autotraço). Na realidade, todo o geocientista sabe que, actualmente, existe uma plataforma continental ao largo da Namíbia. O intervalo sedimentar mais recente, como ilustrado na tentativa de interpretação, é um prisma de nível baixo (PNB), o quer dizer, que houve uma subida do nível do mar absoluto ou eustático significativa depois do seu depósito. Com efeito, a extensão máxima das calotas e dos mares de gelo, durante a última idade do gelo, é, relativamente, bem conhecida. O máximo de expansão foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo, mais ou menos, há 19 ka (19 000 anos atrás) nos hemisfério Norte e Sul. Em seguida, o gelo começou a derreter. A retrogradação da calota de gelo da Antárctica, por exemplo, que é, hoje, de cerca de 450 km (± 24 m por ano), contribuiu, fortemente, para os, mais ou menos, 120-130 metros de subida do nível do mar absoluto depois da glaciação. A contribuição dos mares de gelo é nula ou mesmo negativa, uma vez que a água é mais densa do que o gelo. Para terminar, pode dizer-se que dentro de um ciclo sequência completo, o grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é formado por três subgrupos de cortejos cortejos sedimentares que debaixo para cima são: (i) Cones submarinos de bacia (CSB), de geometria, mais ou menos, monticular e depositados durante a descida do nível do mar relativo ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) de geometria ondulada, e depositados durante a parte final da descida do nível do mar relativo e (iii) Prisma de nível baixo (PNB) de geometria progradante e depositado desde que o nível do mar relativo começou a subir.

(*) Esta terminologia não tem nada a ver com a profundidade de água de deposição dos intervalos que formam o grupo de cortejos de nível baixo. Os intervalos sedimentares que formam este grupo de cortejos não se depositam, necessariamente, sob uma grande profundidade de água, embora isso seja o caso dos cones submarinos de bacia e de talude. A profundidade de água de deposição dos sedimentos, que formam o prisma de nível baixo é muito fraca, na parte proximal e, relativamente, importante na parte distal, uma vez que a geometria do prisma de nível baixo é progradante.

Cortejo de Rebordo (da bacia).......................................................................................................................Shelf wedge systems tract

Cortège de bordure / Cortejo de borde (de plataforma) / Prozession Grenze / 大陆架楔状沉积体系 / Тракт системы шельфового выступа / Processione di bordo /

Um dos cortejos que forma o subgrupo de cortejos ou conjunto de cortejos depositado quando o nível mar relativo está, perto ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, mas a jusante da ruptura da plataforma quando elas estão muito próximas ou mesmo coincidentes. Os sedimentos depositam-se perto do rebordo da bacia que conserva a sua estabilidade na ausência de uma erosão marcada. Sinónimo de Prisma de Bordadura de Bacia (PBB) ou Prisma Sedimentar Descendente (PSD).

Ver: " Cortejo sedimentar"

Cortejo Sedimentar.....................................................................................................................................................................................................Systems Tract

Cortége sédimentraire / Cortejo sedimentario / Prozession sedimentären / 游行沉积 / Цикл осадконакопления / Processione sedimentaria

Cadeia lateral de sistemas de depósitos contemporâneos que compõem os subgrupos e grupos de cortejos que formam os ciclo sequência. Cada subgrupo de cortejos sedimentares está associado a um segmento da curva das variações relativas do nível do mar que induz o ciclo sequência. Os segmentos durante os quais se depositam o prisma de nível baixo (PNB) e o intervalo transgressivo (IT) tem a 1a e a 2a derivada positivas (a função é crescente e tem uma geometria côncava ou, por outras palavras, a taxa de subida do nível do mar relativo é em aceleração). O segmento durante o qual se deposita o prisma de alto nível (PNA) tem a 1a derivada positiva, mas a 2a derivada é negativa (a função é crescente e tem uma geometria convexa, o que quer dizer que a taxa de subida do nível relativo do mar é em desaceleração). Os cortejos sedimentares podem reconhecer-se nos afloramentos, linhas sísmicas e diagrafias eléctricas. Existem dois grupos de cortejos sedimentares. Num ciclo sequência completo, de cima para baixo, reconhece-se: (i) Grupo de cortejos de Nível Alto (CNA), dentro do qua há dois subgrupos: a) Prisma de Nível Alto (PNA) e b) Intervalo Transgressivo (IT) e (ii) Grupo de Cortejos de Nível Baixo (CNB), dentro do qual há três subgrupos: c) Prisma de Baixo Nível (PNB) ; d) Cones Submarinos de Talude (CST) e e) Cones Submarinos de Bacia (CSB).

Ver: " Sistema de Deposição "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Acomodação "

Figura 198 (Cortejo Sedimentar) - Neste esquema estão resumidos os princípios básicos da estratigrafia sequencial, quando esta é feita ao nível hierárquico dos ciclos sequência. Estes ciclos estratigráficos depositam-se em associação com os ciclo eustático de 3a ordem (*), os quais duram entre 0,5 e 3-5 milhões de anos e que, provavelmente são induzidos, pela glacioeustasia ou glacioeustatismo (variação do nível global do mar devido ao aumento ou diminuição o volume total de água alojada nos oceanos em função da formação ou de fusão do gelo nos continentes) e da tectónica (subsidência ou levantamento). As variações induzidas pela formação e fusão dos mares de gelo, têm uma influência, não só pequena e local, mas sobretudo contrária à das das calotas glaciárias, uma vez que o gelo é menos denso que a água. Os ciclos sequência, com todos os outros ciclos estratigráficos são limitados por discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo), mas a diferença de idade entre a discordância inferior e a superior deve ser entre e 0,5 e 3-5 Ma, para que o intervalo seja associado um ciclo eustático de 3a ordem. Os ciclos sequência são formados por diferentes cortejos sedimentares (cadeias laterais de sistemas de deposição contemporâneos e geneticamente depositados durante um determinado segmento da curva das variações relativas do nível do mar que induz o ciclo sequência, como ilustrado no diagrama Tempo /Eustasia). É importante notar, antes de mais, que no modelo ilustrado nesta figura, o parâmetro subsidência é zero, ou seja todo espaço disponível para os sedimentos (acomodação) é criado pelas variações do nível do mar absoluto ou eustático (a montante do rebordo continental as linhas cronostratigráficas são horizontais). É por isso que a curva das variações do nível do mar é aqui o diagrama Tempo versus Eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático). Como ilustrado, a montante do rebordo da bacia, um poço de pesquisa (poço A) reconhece, unicamente, os subgrupos de cortejos sedimentares depositados em condições de nível alto do mar que formam o grupo de cortejos de nível alto, ou seja, o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA). Em água profunda (poços B e C) o grupo do cortejos sedimentares de nível baixo (CNB), que é formado por três subgrupos de cortejos: (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), é predominante. Os outros subgrupos cortejos, que formam o grupo de cortejos de nível alto, ou seja, o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNB), estão muito condensados. O prisma de bordadura de bacia (PBB) também chamado, subgrupo de cortejos sedimentares descendentes (CSD), no modelo de P. Vail, está separado do ciclo sequência por uma discordância do tipo II. Este tipo de discordância, que os geocientistas do EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) definiram, nos anos 70, em associação com uma pequena descida do nível do mar relativo que não põe o nível do mar mais do que o rebordo da bacia, quer isto dizer, que exuma, unicamente, uma parte da plataforma, caiu em desuso. Na realidade, quer no campo, mas sobretudo nas linhas sísmicas, ela é muito difícil de pôr em evidência, o que quer dizer que os cortejos de bordadura da bacia, praticamente, desapareceram da literatura da estratigrafia sequencial. Eles formam, em grande parte, o que, actualmente, se chama regressão forçada. Com efeito, Hunt e Tucker (1992), meteram em evidência a importância da arquitectura dos depósitos costeiros depositados durante uma descida do nível do mar relativo e incorporaram o cortejo de rebordo ou prisma de bordadura no topo do ciclo sequência ou seja, a discordância é colocada por cima e não debaixo do subgrupo dos antigos cortejos sedimentares de rebordo. Para eles, embora a discordância subaérea comece no princípio da fase de descida, a erosão e incisão continuam até ao fim da fase de descida do nível do mar. Com efeito, actualmente, faz-se uma distinção importante entre regressão e regressão forçada. Em ambos os processos há uma diminuição da acomodação em relação à taxa de acarreio sedimentar. Todavia uma regressão (normal) ocorre quando a taxa de aumento da acomodação é mais pequena do que a taxa de acarreio sedimentar, enquanto que numa regressão forçada, que é um caso específico, a acomodação diminuí devido a uma descida relativa do nível do mar (a linha da costa desloca-se para a bacia e para baixo). As regressões forçadas são independentes das variações do acarreio sedimentar (ver figura 199).

(*) A denominação de “ciclo eustático de 3a ordem” é um pouco abusiva uma vez que estes ciclos correspondem a variações do nível do mar relativo e não do nível do mar eustático ou absoluto o qual é global e referenciado ao centro da Terra.

Dentro de um ciclo-sequência completo, de cima para baixo, podem reconhecer-se os seguintes cortejos sedimentares:

1- Cortejo ou prisma de nível alto do mar (PNA)

Deposita-se quando o nível do mar relativo é alto. Ele é caracterizado por uma geometria progradante. As progradações alternam de sigmóides a oblíquas no fim do período de nível alto, o que traduz um avanço puramente lateral dos sedimentos, visto que não há espaço disponível para os sedimentos. Este subgrupo de cortejos é composto, normalmente, por três pacotes sedimentares com geometrias ligeiramente diferentes:

1.1- Nível Alto Inferior, aracterizado por progradações sigmóides. Semelhante ao intervalo transgressivo. Corresponde à 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (bacia com plataforma continental).
1.2- Nível Alto Superior, caracterizado por progradações oblíquas e constituído por sedimentos deltaicos, de praia ou de tempestade. Corresponde ao início da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (bacia sem plataforma continental).caracterizado por sedimentos depositados mais alto do que o nível do mar. O nível alto superior e o nível alto subaério são sincrónicos. Corresponde ao fim da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (bacia sem plataforma continental).

2- Intervalo transgressivo (IT)

Subgrupo de cortejos sedimentares depositado durante uma subida do nível do mar relativo em aceleração. Ele é composto por um conjunto de paraciclos sequência (periódicos, cuja retrogradação para o continente testemunha um aumento da profundidade de depósito). Certos minerais autígenos encontram-se, frequentemente, na parte distal (mais marinha), onde a taxa de sedimentação é fraca. Os sedimentos depositam-se de preferência na planície costeira.

3- Cortejo de nível baixo do mar (CNB)

Função do contexto geológico, este grupo de cortejos sedimentares apresenta-se em três configurações diferentes associadas a contextos geológicos, onde a passagem planície costeira / bacia se faz: (i) Por um talude continental bem marcado ; (ii) Por uma falha de crescimento e (iii) Por uma passagem gradual de tipo rampa. Em geral, o grupo de cortejos de nível baixo é composto três subgrupos: (i) Cones submarinos da bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST), (iii) Prisma de nível baixo (PNB) e localmente preenchimentos de vales cavados (Pvc). Num contexto de rampa, os cortejos de nível baixo (do mar) são, em geral, compostos, unicamente, por: (a) Prisma de nível baixo inferior, (b) Prisma de nível baixo superior e localmente preenchimentos de vales cavados.

3.1- Cones Submarinos de Bacia (CSB)
Estes cones submarinos depositam-se quando a descida do nível do mar relativo é mais rápida do que a subsidência do rebordo da bacia. A descida do nível do mar relativa produz uma exumação total da planície costeira e a formação de vales cavados e canhões submarinos, que encaminham os sedimentos para a bacia onde se depositam sob forma de cones submarinos.

3.2- Cones Submarinos de Talude (CST)
Cones Submarinos de Talude (CST)
Estes cones submarinos são depositados quando a velocidade de descida do nível do mar relativo começa a diminuir. Eles são constituídos por depósitos turbidíticos complexos (diques marginais naturais turbidíticos, depressões e canais), por vezes, em associação com escoamentos maciços e desabamentos.

3.3- Prisma de Nível Baixo (PNB)
Subgrupo superior dos cortejos de nível baixo (do mar). Ele é, geralmente, progradante e deposita-se enquanto que o nível do mar é baixo, mas ascendente. Ele está junto ao talude continental e participa ao preenchimento dos vales cavados e canhões, criados durante a descida do nível do mar responsável da discordância inferior do ciclo sequência.

4- Cortejo de rebordo, de bordadura de bacia ou Cortejo sedimentar descendente (CBB ou CSD)

Este subgrupo de cortejos sedimentares, praticamente, desapareceu das interpretações de Estratigrafia Sequencial. Em grande parte, ele foi substituído pelo conceito de regressão forçada. Teoricamente, deposita-se quando o nível mar relativo desce, perto ruptura da costeira da superfície de deposição, mas a jusante da ruptura da plataforma(rebordo continental). Os sedimentos depositam-se perto do rebordo da bacia que conserva a sua estabilidade na ausência de uma erosão marcada.

Cortejo Sedimentar Descendente....................................................................................Falling Stage Systems Tract

Cortége sédimentaire descendant / Cortejo sedimentario descendente / Sedimentary Prozession nach unten, Falling Stage Systems-Darm-Trakt / 沉积游行下降 / Снижающийся уровень цикла осадконакопления / Processione sedimentario discendente

Um dos cortejos que formam o conjunto de sedimentos depositados durante uma descida do nível do mar relativo. Um cortejo sedimentar descendente existe em associação com uma regressão forçada. Ele tem uma geometria progradante e é depositado mais baixo do que o prisma de nível alto. Sinónimo de Prisma Sedimentar Descendente (PSD).

Ver:" Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
" Regressão Forçada "

Figura 199 (Cortejo Sedimentar Descendente) - Estes cortejos sedimentares desenvolvem-se quando da linha da costa se desloca para o mar e para baixo, devido a uma descida do nível do mar relativo, que não exuma, completamente, a linha da costa e que por isso superfície de erosão, ou seja, a discordância, que limita inferiormente os sedimentos descendentes é difícil de localizar. Desde alguns anos para cá, houve e ainda há um debate no que diz respeito a posição superfície de erosão (discordância) nas transições dos ambientes marinhos para não marinhos. Este problema é exprimido, por certos geocientistas, como o problema da regressão forçada da linha da costa, uma vez os depósitos de uma regressão forçada (de água profunda e rasa) se acumulam ao mesmo tempo que se desenvolve uma superfície de erosão subaérea na parte não marinha da bacia. Teoricamente, os cortejos sedimentares descendentes estão associados : (i) A incisões fluviais na planície costeira exumada ; (ii) A uma progressiva exposição subaérea da plataforma ; (iii) A um transporte dos sedimentos ao longo do talude continental e formação de canhões e (iv) A uma deposição de cones submarinos de bacia (CSB). Por outro lado, os cortejos sedimentares descendentes podem caracterizar-se por: (a) Uma abundância de microfósseis ; (b) Fortes valores (*) de δ^18O ; (c) Erosão do continente ; (d) Ausência de deposição contemporânea na planície costeira ; (e) Progradações adelgaçando-se para a bacia e (f) Uma estratigrafia míope ou abreviada (espessura dos paraciclos sequência inferior a paleoprofundidade da água de deposição determinada pela biostratigrafia). Como ilustrado nestes esquemas, o problema dos cortejos sedimentares descendentes (CSD), que correspondem, mais ou menos, ao desusado prisma de bordadura da bacia (PBB) dos geocientistas da Exxon, é de saber se a discordância que limita o ciclo sequência deve ser colocada acima deles, ou, se ao contrário, os cortejos sedimentares descendentes se depositam por cima da discordância. Para Vail, pelo menos, no início da vulgarização da Estratigrafia Sequencial, os cortejos descendentes (prisma de bordadura da bacia), depositavam-se acima de discordância que ele denominava de tipo II (em associação com uma descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre quer ele 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), relativamente, pequena que não punha o nível do mar debaixo do rebordo da bacia). Só mais tarde, é que o nível do mar relativo descia, suficientemente, para que a sedimentação se desloca-se para os ambientes profundos. Hunt e Tucker(1995), incorporam os cortejos descendentes no topo do ciclo sequência, debaixo da discordância uma vez que a ela começa no princípio da fase de descida, mas a erosão e incisão continuam até ao fim da fase de descida do nível do mar. Actualmente, a diferenciação entre as discordâncias do tipo I e II parece ter desaparecido e, praticamente, nenhum geocientista reconhece, pelo menos nas linhas sísmicas, as discordâncias de tipo II, o que, provavelmente, quer dizer que Hunt & Tucker têm razão. Por outro lado os cortejos descendentes correspondem, mais ou menos, ao que, actualmente, se chamam regressões forçadas, que são independentes das variações do acarreio terrígeno e que deslocam a linha da costa para a bacia e para baixo. O acarreio sedimentar, particularmente, nos ambientes siliciclásticos, pode ser muito importante durante uma regressão forçada, uma vez que independentemente dos rios que levam os sedimentos para a bacia, sedimentos adicionais podem ser obtidos por erosão subaérea e incisão fluvial nos sedimentos previamente depositados. Tudo isto quer, mais ou menos, que a quando de uma descida do nível do mar relativo a linha da costa se desloca para o mar, o nível de base de deposição desce e a acomodação diminuí, a ponto de não haver mais espaço disponível par os sedimentos. As regiões costeiras e marinhas ficam expostas à erosão enquanto que os sistemas parálicos migram em direcção da linha da costa, sobrepondo sedimentos continentais a sedimentos costeiros e marinhos depositados antes.

(*) δ^18O ou delta O-18 é a medida da taxa dos isótopos estáveis de oxigénio-18 (18^O) e oxigénio-16 (16^O), que é utilizada como medida da temperatura das precipitações, das interações entre as águas subterrâneas e minerais. A taxa de 18^O: 16^O dos corais, foraminíferos e núcleos de gelo são usados como um proxy para a temperatura (medindo parâmetros, que correlacionam com variáveis paleoclimáticas para depois inferir os valores das variáveis paleoclimáticas, uma vez que estes não podem ser medidos directamente).

Cortejo de Sistemas de Depósito .........................................................................................................................................Systems Tract

Cortège de Systèmes de Dépôt / Cortejo de sistemas de depositación / Prozession der Ablagerungssysteme / 游行的沉积系统 / Цикл системы осадконакопления / Processione dei sistemi deposizionali

Um dos muitos cortejos de deposição que formam um ciclo sequência, que consiste numa associação de sistemas de deposição coevos e geneticamente associados, quer isto dizer, que se um desaparece ou outros desaparecem igualmente. Cada sistema de deposição é caracterizado por uma fácies (litologia) e uma fauna associada e, teoricamente, equivalente a um ou vários paraciclos sequência depositados no seguimento de um paraciclo eustático (ingressão marinha).

Ver: " Ciclo Sequência "
&
" Sistema de Deposição "
&
" Fácies "

Figura 200 (Cortejo de Sistemas de Depósito) - Dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, que é induzido por um ciclo eustático (*) de 3a ordem, cujo duração varia entre 0,5 e 3-5 My, existem dois grandes grupos de cortejos sedimentares: (i) Grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) e (ii) Grupo de Cortejos sedimentares de nível baixo (CNB). Cada um destes grupos de cortejos é composto de subgrupos de cortejos sedimentares como esquematizado nesta figura. Um cortejo sedimentar que é uma associação lateral de sistemas de deposição (caracterizados por uma fácies, fauna e ambiente particular) síncronos (depositados ao longo de uma linha cronostratigráfica) e geneticamente associados (se um sistema de deposição não se deposita, geralmente, os outros também não se depositam), pode ser formado por um ou vários paraciclos sequência (**). Nos esquemas ilustrados nesta figura todos os cortejos sedimentares são constituídos por vário paraciclos sequência, excepto os cones submarinos de bacia (CSB). Os subgrupos de cortejos sedimentares que compõem um grupo de cortejos de nível baixo de um ciclo sequência, de baixo para cima são: (i) Os Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Os Cones Submarinos de Talude (CST) ; (iii) O Prisma de Nível baixo (PNB). Os subgrupos de cortejos sedimentares que compõem um grupo de cortejos de nível alto de um ciclo sequência são: (iv) O Intervalo Transgressivo (IT) ; (v) O Prisma de Nível Alto (PNA) e, por vezes, (vi) O Prisma de Bordadura da Bacia (PBB), o qual não está representado neste esquema, uma vez que muitos geocientista o incorporam dentro de prisma de nível alto, (ver Cortejo Sedimentar Descendente). Todos os subgrupos de cortejos sedimentares ilustrados nesta figura, à excepção dos cones submarinos de bacia, são constituídos por uma sobreposição de paraciclos sequência. Os paraciclos sequência (parassequências dos geocientistas da Exxon, particularmente, no início da divulgação da Estratigrafia Sequencial) são depositados em associação com paraciclos eustáticos, que correspondem a subidas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre quer ele 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) sem descidas relativas entre elas. Entre dois paraciclos eustáticos consecutivos há períodos de estabilidade do nível do mar relativa, durante os quais se depositam os sedimentos, mas não há descidas relativas. Cada paraciclo sequência é formado por um ou vários cortejos de sistemas de depósitos síncronos e geneticamente ligados. Por exemplo, num prisma de nível baixo ou alto, por vezes, cada paraciclo sequência corresponde a um aparelho deltaico, no qual de montante para jusante se podem pôr em evidência os seguintes sistemas de depósito: (a) Siltitos de planície deltaica ; (b) Arenitos de frente de delta, que normalmente têm boas características petrofísicas (porosidade e permeabilidade) ; (c) Argilitos de prodelta, e, por vezes, na parte mais profunda do talude deltaico (d) Turbiditos proximais depositados nas camadas horizontais inferiores (quando a frente de delta é afectada por falhas de deslizamento). Em todos os cortejos sedimentares, cada paraciclo sequência é depositado em associação com um paraciclo eustático, quer isto dizer, que entre cada subida do nível do mar relativo (ingressão marinha), que cria espaço disponível para os sedimentos (acomodação), não há, como o termo paraciclo sugere (do grego “pará” que quer dizer «cerca de», «aproximação») nenhuma descida do nível do mar relativo, ou, dito de outra maneira, não há nenhuma discordância entre os paraciclos sequência. Cada incremento da subida do nível do mar relativo cria espaço disponível para os sedimentos, os quais se depositam, em progradação (descolamento da linha da costa para o mar), durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que separam as ingressões marinhas. Num cortejo de sistemas de deposição, as diferentes fácies estão, geneticamente, associadas, assim, se num sistema de deposição recifal, a certa altura, se formou uma zona ante-recifal, o mais provável é que recife frontal e o talude do recife também se tenham depositado.

(*) Não esqueça que ao contrário do que o seu nome sugere um ciclo eustático de 3a ordem não é um ciclo do nível do mar eustático ou absoluto, mas do nível do mar relativo, o qual resulta da combinação do nível do mar absoluto e da tectónica.

(**)   Um paraciclo sequência é a regressão sedimentar que se forma durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de um ingressão marinha (que desloca da linha da costa para o continente) que ela seja em aceleração (como durante o intervalo transgressivo de um ciclo sequência) ou em desaceleração (como durante o depósito do prisma nível alto ou baixo).

Costa a Dentro.........................................................................................................................................................................................................................................Onshore

Onshore/ Onshore (costa adentro) / An Land / 陆上 / Наземный / A terra

Área a montante da maré baixa. Área situada na, ou próximo, da costa. Mesmo definida como a área a montante da maré baixa, costa adentro varia a curto prazo com a posição da linha da maré baixa. Certos geocientistas definem a costa adentro em relação à linha da costa, o que é uma definição ainda mais imprecisa do que a anterior, uma vez que a linha da costa não é fixa. Sinónimo de Onshore.

Ver: « Onshore »
&
« Linha da Costa »
&
« Linha de Inflexão (da berma)»

Figura 201 (Costa a Dentro) - Excepto nas costa escarpadas (ou alcantiladas), como a ilustrada nesta figura (área dos Doze Apóstolos, no Sul da Austrália), nas quais a zona limite entre a terra e o mar é muito estável e bem marcada, a área costa adentro, mesmo definida como a região a montante da maré baixa, varia a curto prazo com a posição da linha da maré. Certos geocientistas definem costa adentro em relação a linha da costa. Todavia, esta definição é ainda mais imprecisa do que a anterior, uma vez que a linha da costa não é fixa. Com as marés, ela varia, relativamente, pouco, mas todos os dias. Este problema complica-se ainda mais quando existem ilha perto da costa. Certos países, pelo menos sob o ponto de vista administrativo englobam no offshore todas as ilhas, outros só englobam as ilhas mais grandes e as mais afastadas da costa e, outros, consideram as ilhas como fazendo parte do onshore. Durante as regressões sedimentares (deslocamento para o largo dos biséis de agradação costeiros) e das transgressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez mais pequenas, que, globalmente, deslocam para o continente os biséis de agradação costeiros), a posição da linha da costa varia e assim, também, os limites de costa a dentro. Os deslocamentos dos biséis de agradação costeiros são função das variações do nível do mar relativo e da morfologia do continente. Se o continente tiver uma topografia pouco acentuada, isto é, mais ou menos, plana, uma pequena subida do nível do mar relativo (acção combinada da nível do mar absoluto ou eustático e tectónica, quer por levantamento, quer por subsidência) pode produzir uma ingressão marinha ou seja um deslocamento da linha da costa para o continente de várias centenas de quilómetros. Ao contrário, quando a topografia do continente é acentuada e o declive da praia bastante forte, a mesma subida do nível do mar relativo produz uma ingressão marinha, unicamente, de algumas dezenas metros. Quando dentro de um ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 My e 3 a 5 My) um geocientista fala do intervalo transgressivo (IT), ele está a referir-se a um intervalo sísmico que tem uma agradação vertical (distância vertical, mesmo em milissegundos, entre dois biséis de agradação costeiros consecutivos) e uma invasão continental (distância horizontal, em metros, entre dois biséis de progradação costeira consecutivos). Estes dois valores permitem, facilmente, determinar, pelo menos localmente, a topografia das discordâncias (limites dos ciclos sequência). Todavia, para isso, é necessário que o geocientista disponha de linhas sísmicas regionais, uma vez que na maioria dos casos, a invasão continental pode ser superior ao comprimento das linhas sísmicas convencionais. No onshore (costa adentro), as linhas sísmicas, raramente, atingem 20 km. Ao contrário, no offshore, ou seja, costa afora, por razões evidentes, mesmo as linhas sísmicas convencionais da industria petrolífera podem atingir mais de 100-200 km. No que diz respeito as deslocamentos da linha da costa (ingressões e regressões do mar) é necessário ter, sempre, em linha de conta o factor tectónico afim de evitar erros grosseiros, muito utilizados pela comunicação social alarmista, uma vez que na pratica científica, há sempre o risco que o geocientista tome os seus desejos ou os seus receios por realidades científicas. Todos nós ouvimos, regularmente, na televisão ou na radio mas, igualmente, na maioria dos jornais se podem frases como esta: “Está cientificamente provado(*), que um futuro próximo, devido ao efeito de estufa, induzido pelo aumento de CO2 na atmosfera, as cidades costeiras serão inundadas devido a subida do mar eminente (sic)”. Com efeito, em certas áreas da superfície terrestre e, particularmente, nas áreas litorais, a taxa das variações tectónicas (encurtamento ou alargamento) pode ser maior do que a taxa das variações do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado ao fundo do mar ou à base dos sedimentos), o que significa que uma subida do nível do mar relativo pode ocorrer, unicamente, devido a: (i) Uma subsidência ou afundamento antropogénico do fundo do mar, como é o caso de muitos litorais junto as grandes aglomerações (a cidade de Jacarta, na Indonésia, por exemplo, afunda-se em média cerca de 2 metros por ano, simplesmente devido ao peso das construções e da produção de água subterrânea) ; (ii) Uma subsidência natural do fundo do mar devido ao peso dos sedimentos que aumentam, continuamente, devido ao acarreio terrígeno, como é o caso no delta do Ganges e, particularmente, no Bangladesh. Tudo isto quer dizer que a grande maioria das inundações dos litorais são induzidas por uma subsidência antropogénica ou natural do fundo do mar o que não tem nada a ver com o chamado efeito de estufa, cuja existência é refutada pot toda um série de observações (ver F. Meynard, 2011, ISBN: 978-2-8289-1158-4).

(*) O começo da frase é já falacioso, uma vez que em Ciência nada se pode provar. O procedimento científico é do tipo “modus tollens” (processo que nega em negando ou da negação do consequente). Uma teoria ou hipótese nunca pode ser provada ou verificada, ela pode apenas, ser refutada.

Cratão (escudo)...............................................................................................................................................................................................................................................................Craton

Bouclier / Cratón / Craton, Schild /  克拉通, 盾 / Кратон, щит / Cratone, Scudo /

Área estável dos continentes que escaparam a actividade orogénica dos últimos 2G anos. Um cratão é constituído, predominantemente, por rochas graníticas e metamórficas.

Ver: " Supercontinent "
&
" Subducção do Tipo-A (Ampferer) "
&
" Colisão Continental "

Figura 202 (Cratão, escudo) - Normalmente os cratões ou escudos são regiões de estabilidade onde durante longos períodos geológicos não ocorre a formação de montanhas. Eles formam a massa nucleal dos continentes, ou o substrato de uma bacia oceânica. Eles podem ser, parcialmente, cobertos por camadas sedimentares pouco espessa como, na Ásia Central e na parte central da América do Norte. Por vezes, eles são rodeados por cadeias de montanhas jovens constituídas por sedimentos muito deformados, chamados orógenos (*) (província tectónica onde se desenrolam diversos processos geológicos relacionados ao confronto de placas litosféricas e à origem das grandes cadeias  montanhosas da Terra). Neste caso, certos geocientistas falam de plataforma. Os cratões podem ser deformados por falhamento, mas dificilmente por dobramentos, particularmente a parte interna. O processo pelo qual os cratões se formam chama-se cratonização, a qual se pode definir como a transformação gradual, desde o final do Arcaico, de áreas instáveis em áreas estáveis, as quais se diferenciam função da taxa de movimento num dado intervalo de tempo. Os cratões são subdivididos, geograficamente, em províncias geológicas (entidades espaciais com atributos geológicos comuns). Uma província geológica pode incluir um único elemento estrutural dominante como uma bacia estrutural, uma cadeia de montanhas ou um número de elementos relacionados contíguos. Províncias geológicas adjacentes podem ser semelhantes sob ponto de vista estrutural mas, também, podem ser consideradas, separadamente, quando têm histórias geológicas diferentes. No hemisfério Norte, os cratões mais importantes são: (i) Angara (cratão da Sibéria ocidental) ; (ii) Escandinávia (que engloba a Europa Setentrional) e (ii) Escudo Canadiano (engloba as regiões do norte de Saskatchewan, Manitoba, Ontário e Québec, bem como a maior parte do Labrador). No hemisfério Sul, os principais cratões são: (a) Africano (engloba cinco massas continentais, do Pré-Câmbrico, que se uniram no final do Pré-Câmbrico e início do Paleozóico para formar o continente Africano: África Ocidental, Kalahari, Congo, Sahara e Tanzânia) ; (b) Antárctico (cobre cerca 10 Mkm2, ou seja, 73% do continente antárctico, mas está, quase inteiramente enterrado pela calota do Antárctico Este; é formado pelo cratão dede Mawson e vários outros cratões marginais) ; (c) Australiano (composto por toda uma série de cratões entres os quais: Altjawarra, Central, Curnamona, Gawler, Pilbara, Yilgarn, etc.) e (d) Brasileiro (o cratão das Guianas (Roraima está ilustrado nesta figura) e o Escudo Central do Brasil constituem, respectivamente, as partes exumadas do norte e do sul do cratão; cratões mais pequenos encontram-se ao sul como o cratão do Rio da Prata e o cratão de São Francisco). Os primeiros grandes cratões formaram-se durante o Arcaico, quando o fluxo de calor terrestre era, provavelmente, cerca de três vezes maior do que hoje, uma vez que a concentração de isótopos radioactivos e o calor residual eram muito grandes. A actividade tectónica e vulcânica eram, também, muito grande. O manto terrestre era muito mais fluído e a crusta mais fina. Tudo isto contribuiu, não só a uma formação, muito rápida, da crusta oceânica, nas dorsais médias oceânicas (**) e nos pontos quentes (anomalias térmicas no interior da Terra, associados a sistemas de convecção do manto e responsáveis pelo vulcanismo que ocorre no interior de placas litosféricas), mas também a uma reciclagem rápida da crusta oceânica nas zonas de subducção de tipo B ou de Benioff (quando uma placa litosfera oceânica mergulha sob uma placa litosfera continental). A superfície da Terra, provavelmente, partiu-se em placas litosféricas (placas tectónicas), relativamente, pequenas com muitas ilhas e arcos vulcânicos oceânicos ou continentais (cadeia de montanhas ou ilhas vulcânicas formadas nas zonas de subducção de tipo B). Pequenos protocontinentes (cratões) formaram-se à medida que as rochas da crusta eram fundidas pelos pontos quentes e reciclados nas zonas de subducção de Benioff. Certamente, não houve grandes continentes no Arcaico, onde os pequenos continentes eram a norma, uma vez que a coalescência era difícil devido à alta taxa de actividade geológica.

(*) As faixas orogénicas são divididas em duas regiões: (i) A parte interna (“hinterland” dos geocientista anglo-saxões) que é o domínio das grandes deformações verticais e do magmatismo e (ii) A parte externa (“borderland” sos geocientistas anglo-saxões) que é o domínio da tectónica de encurtamento por escamas e dos grandes cavalgamentos com deformações e metamorfismo que se atenuam em direcção das bacias de antepaís. Um orógeno de acreção está associado a uma zona de subducção do tipo B (Benioff), como, por exemplo os Andes, enquanto que um orógeno de colisão está associado a uma zona de subducção de tipo A (Ampferer), como os Alpes ou os Himalaias.

(**) Grandes cadeias de montanhas submersas, situadas na parte central dos oceanos da Terra, que resultam do alastramento oceânico entre as placas litosféricas, cuja altura, acima dos fundos oceânicos circundantes, é cerca de 2000 a 3000 metros. Na região central de uma dorsal média oceânica existe um sulco axial, chamado “rifte” (que não tem nada a ver com as bacias de tipo rifte da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson) ao longo do qual são emitidas lavas provenientes da ascensão de magma do manto sublitosférico.

Cratão Continental Estável (ciclo de Wilson)................................................................Stable continental craton

Craton continental stable / Cratón Continental estable (ciclo de Wilson) / Stabile kontinentalen Kraton / 稳定的大陆克拉通 / Устойчивый континентальный кратон / Cratone continentale stabile /

A primeira e última fase tectonicoestratigráfica de um ciclo de Wilson: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (rifting) do cratão, com formação de bacias do tipo rifte (em geral demigrabens com vergência oposta de cada lado da anomalia térmica) ; (3) Ruptura da Litosfera, com criação de nova crusta oceânica e formação de duas margens divergentes ; (4) Expansão Oceânica, que, pouco a pouco, transforma as margens jovens em margens velhas devido ao arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica ; (5) Subducção, quer isto dizer, desde que a densidade da crusta oceânica é muito grande, ela parte-se em duas porções e uma delas entra em subducção (mergulha sob a outra) criando uma margem convergente, com formação de um arco vulcânico e levantamento de uma cadeia de montanhas na placa litosférica cavalgante ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico, com formação de uma Cadeia de Montanhas (note na outra extremidade a margem divergente gémea) ; (7) Peneplanização (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.

Ver: " Ciclo de Wilson"

Cratonização....................................................................................................................................................................................................................................Cratonisation

Cratonisation / Cratonización / Bildung einer Kraton / 克拉通的形成 / Кратонизация / Formazione di un craton

ormação de uma grande e estável porção da crusta continental. Os cratões são as regiões centrais dos grandes continentes, com uma topografia pouco marcada, que formam a maior parte das áreas continentais.

Ver: " Subducção do Tipo-A (Ampferer) "
&
" Cratão "
&
" Colisão Continental "

Figura 203 (Cratonização) - A cratonização é a passagem, mais ou menos, gradual de uma área instável a uma área estável. Ela ocorreu ocorreu desde o fim do Éon Arcaico. Actualmente, as áreas estáveis ou os cratões ocupam cerca de 20-25% da superfície total da Terra. Esta áreas estáveis foram denominadas cratógenos (“kratogen”) pelo geocientista austríaco Leopold Kober (1921). Contudo, mais tarde, o termo cratógeno foi abreviado, provavelmente por Hans W. Stille, em cratão (“kraton”). Como exemplos de cratões pode citar-se : Slave (Canada) ; Wyoming (Estados Unidos) ; Amazonia (América do Sul) ; Kaapvaal (África do Sul) ; Gawler (Austrália), etc. Nesta figura está ilustrado um sector do cratão Slave, que é localizado no Noroeste do Canadá, perto de Yellowknife, e que que constitui o segmento Noroeste do Escudo Canadiano do grande cratão da América do Norte. O cratão Slave é um simples fragmento da antiga de crusta continental, rodeada por margens continentais divergentes do Paleoproterozóico (Era do Éon Proterozóico compreendida está compreendida, mais ou menos, entre 2,5 Ga e 1,6 Ga, ou seja, 2,5 e 1,6 bilhões de anos atrás). Os cratões, como o Slave são vestígios, que testemunham segmentos de antigos sistemas pré-tectónicos e tectónicos nos quais eles se formaram. O cratão de Slave formou-se pela ruptura de uma enorme massa continental Arcaica e testemunha um complexo, espacialmente, heterogéneo da crusta terrestre, cuja acreção durou cerca de 1,5 Gy. A massa terrestre original poderia ter sido o especulativo supercontinente Kenorland (Arcaico Tardio) ou, mais provavelmente, uma massa terrestre, mais pequena, referida, muitas vezes, como o supercratão Sclavia. De maneira geral, a cratonização da Terra pode resumir-se assim : (i) No início do Pré-Câmbrico, o bombardeamento intenso da Terra por meteoritos (denominação dada quando um meteoroide ou seja, quando fragmento de materiais que vagueia no espaço), formado por fragmentos de asteroides (*) (são corpos rochosos e metálicos que possuem órbita definida ao redor do Sol) ou cometas ou ainda restos de planetas desintegrados, que podem variar de tamanho desde simples poeira a corpos celestes com quilómetros de diâmetro, alcança a superfície da Terra) até, mais ou menos, 3,8 Ga ; (ii) Os primeiros blocos da crusta continental formaram-se a partir do manto (**), que está acima do núcleo e por baixo da crusta ; (iii) Os primeiros blocos continentais cresceram pela acreção de novos terrenos metamórficos produzidos pela orogenias ; (iv) Inicialmente, os blocos continentais estavam, mais ou menos, dispersos ; (v) Pouco a pouco, os blocos continentais primitivos foram erodidos ; (vi) O material detrítico, resultante da erosão dos blocos continentais primitivos, depositou-se nas plataformas continentais adjacentes ; (vii) A formação de cadeias de montanhas e o metamorfismo (conjunto de transformações sofridas por uma rocha sedimentar, metamórfica ou ígnea, sob o efeito de alterações de temperatura, pressão, natureza dos fluidos, e, por vezes, da composição química da rocha, que podem ser mineralógicas, estruturais, químicas ou estruturais, levam a uma reorganização dos elementos na rocha e recristalização de minerais no estado sólido. associado deformaram e transformaram os sedimentos marinhos que serviram de cimento a quando da aglutinação desses blocos (supercontinentes), que servem de ossatura dos continentes actuais ; (viii) Estes conjuntos continentais estáveis constituem os cratões, que são, principalmente formados de granitos e gnaisses (rochas metamórficas resultante da deformação de sedimentos ricos em arcose (rocha sedimentar detrítica composta por grãos de quartzo, feldspatos, alguns fragmentos líticos e um cimento inferior a 15%, por outras palavras, uma arcose é um arenito com um forte teor de feldspato superior a 25%) ou de granitos, cuja composição é variável, mas com mais de 20% de feldspato potássico (principalmente ortoclase, KAlSi3O8 ; plagioclase e ainda quartzo e biotite e é por isso que os gnaisses são considerados como rochas, essencialmente quartzofeldspáticas) ; (ix) Vários ciclos de fracturação dos supercontinentes e aglutinação dos continentes formados por fracturação parece terem existido na história da Terra.

(*) Os asteroides podendo ser aerólitos ou rochosos, sideríticos, quer dizer metálicos ou siderolíticos ou seja, metálico-rochosos.

(**) O manto é uma camada interna de um planeta terrestre ou de alguns outros corpos planetários rochosos, que se formar implica que o corpo planetário seja suficientemente grande para ter passado pelo processo de diferenciação planetária em termos de densidade. O limite entre o manto e a crusta é marcado pela descontinuidade de Mohorovicic (4-70 km). O manto superior é composto de peridotitos anidros e eclogitos e a sua densidade média é de 3,3-3,4 g/cm3 e vai até uma profundidade de a cerca de 680 km (+/- 20 km). O manto inferior, que vai até ± 2900 km de profundidade tem a mesma composição que o manto superior, mas é, provavelmente, numa fase diferente. A sua densidade atinge cerca de 5,6 g / cm3 na parte profunda.

Crise Salina(Messiniano)..........................................................................................................................................................Messinian Salinity Crisis

Crise de salinité messinienne / Crisis salina (Messiniano) / Messi Salinitätskrise / 墨西拿盐度危机 / Мессинский пик солёности / Crisi di salinità del Messiniano /

Evento geológico no qual o Mar Mediterrâneo entrou num ciclo parcial de dissecação completa ou quase, durante a última parte de Messiniano. A crise salina terminou com a ingressão do Zancliano (dilúvio Zancliano de certos geocientistas), quando o Oceano Atlântico voltou a entrar na bacia do oceânica do Mediterrâneo.

Ver: " Carso"