Datação Radiométrica (radiocronologia)...........................................................................................................Radiometric dating

Datation radiométrique / Datación radiométrica / Radiometrische Datierung / 放射测年法 / Радиометрическое датирование / Datazione radiometrica /

Determinação da idade em anos de uma rocha ou mineral medindo as proporções de um material radioactivo e do seu produto de desintegração.

Ver: " Tempo Geológico "
&
" Idade Relativa "
&
" Cronostratigrafia "

Figura 219 (Datação Radiométrica) - O modelo padrão da físicas das partículas apoia-se na existência de um pequeno número de partículas de matéria sem estrutura interna conhecida e não separáveis: (i) Leptões e (ii) Quarks. Os leptões são insensíveis a interacção nuclear forte responsável da coesão dos núcleos atómicos. Há seis tipos de leptões. Três de carga eléctrica nula e de massa muito fraca: são os Neutrinos. Os outros são maciços e carregados electricamente: Electrão, Muão e Tau, que têm diferentes durações de vida, Os quarks combinam-se para formar partículas compostas (Hadrões), sensíveis à interacção nuclear forte (interação entre quarks e gluões, que antigamente era considerada como a força nuclear entre os protões e neutrões considerados antes como indivisíveis), das quais as mais estáveis são os Protões e Neutrões (existem seis tipos de quarks, conhecidos como sabores). Um elemento químico é composto de átomos com um certo número de protões (número atómico, Z) no seu núcleo. Ele pode ter pesos atómicos (A) diferentes função do número de neutrões (N). Átomos do mesmo elemento com diferentes pesos atómicos chamam-se isótopos. No caso do elemento Oxigénio (O), todos os átomos têm 8 protões (Z = 8) mas podem ter 8, 9 ou 10 neutrões (N = 8, N = 9 ou N = 10, respectivamente). O isótopo 16O, tem um número atómico (Z) igual a 8, um número de neutrões (N) igual a 8 e um peso atómico (A) igual a 16. A desintegração radioactiva (decaimento) é o processo pelo qual um isótopo (isótopo pai) perde partículas do seu núcleo para formar um isótopo de um novo elemento (isótopo filho). A taxa de desintegração é exprimida em “meia-vida”, isto é, o período de tempo necessário para que a metade dos átomos presentes num elemento radioactivo se desintegre. O tempo de “meia-vida” é uma característica de cada isótopo radioactivo (não depende da quantidade inicial do isótopo nem de factores como pressão e temperatura). O número de moles (quantidade de substância) de átomos não desintegrados pode ser calculado pela seguinte relação: n = n°/2x onde: n° = número inicial de moles, n =número final de moles e x = número de períodos de meia vida. O tempo de decaimento (transmutação radioactiva) pode ser calculado: t = x P. A maioria dos isótopos radioactivos têm taxas de desintegração muito rápidas (pequenas “meias-vidas”) e perdem a sua radioactividade em poucos dias ou anos. Certos isótopos têm um decaimento muito lento. Alguns deles são utilizados como relógios geológicos. Os isótopos pais e os correspondentes isótopos filhos utilizados para determinar a idade das rochas são: (i) Urânio-238 (Chumbo-206) com 4,5 Gy de meia-vida ; (ii) Urânio-235 (Chumbo-207) com 704 My de meia-vida ; (iii) Tório-232 (Chumbo-208) com 14 Gy de meia-vida ; (iv) Rubídio-87 (Estrôncio-87) com 48,8 Gy de meia-vida ; (v) Potássio-40 (Argon-40) com 1,25 Gy de meia-vida ; (vi) Samário-147 (Neodímio-143) com 10^6 Gy de meia-vida. O C14 degrada-se em N14 ; U238 em Pb206 ; K-40 em Ca-40 e depois em Ar-40, etc. Há três tipos de radioactividade (*): (i) Radioactividade ∝ (alfa) ; (ii) Radioactividade β (beta) e (iii) Radioactividade Ɣ (gama). A primeira corresponde à emissão de um conjunto de dois protões e dois neutrões, identificados a um núcleo de hélio, como: 238U92 → 234Th90 + 4He2 que é a primeira reacção radioactiva do 238U, isótopo natural do urânio. A radioactividade β corresponde à transformação de um elemento radioactivo noutro elemento com ganho de um protão e perda de um neutrão, o que produz a emissão e de um neutrino (a emissão do electrão permite a conservação da carga eléctrica na reacção), como na reacção 234Th90 → 234Pa91 + e- +ve , na qual o Tório 234 emite β para o Protactinium Pa 234. A radioactividade Ɣ é. como os raios X, uma radiação electromagnética, que não corresponde a uma transmutação de elementos como as radiações ∝ ou β, mas à emissão de fotões de alta energia por um elemento químico que fica sempre o mesmo. Esta radiação ocorre, em geral, depois de uma radiação ∝ ou β. A datação pela série U é o mais método mais fiável para datar o Quaternário (mais ou menos, os últimos 2 milhões de anos), carbonato e sedimentos clásticos e fósseis. Datação por U-Pb de zircão em sedimentos é usada para determinar a proveniência de sedimentos. Estratigrafia dos isótopos de estrôncio que usa medidas extremamente precisas de isótopos do Sr de fósseis marinhos em conjunção com a conhecida composição isotópica de Sr da água do mar através do tempo permite a datação de fósseis. Esta técnica pode também ser usada para determinar a dolomitização. 14 C permite datar material com carbono orgânico ( limitação à volta de 100 ka). 210Pb tem uma curta meia-vida, e data material dos últimos 150 a 200 anos.

(*) Moatti, A., 2006- Les indispensables mathématiques et physiques pour tous. Odile Jacob. Paris. ISBN: 2-7381-1722-8Moatti, A., 2006- Les indispensables mathématiques et physiques pour tous. Odile Jacob. Paris. ISBN: 2-7381-1722-8

Degradação (degradação da costa).........................................................................................................................................................................Degradation

Dégradation /de la plage, de la côte) / Degradación / Degradierung / 退化的海滩 / Смыв (снос) / Degradazione (spiaggia, costa)

Desgaste (erosão e transporte) das rochas por agentes naturais ou pelo homem. A degradação opõe-se à deposição. Quando há equilíbrio entre a degradação e a acumulação (deposição) fala-se de regradação.

Ver: " Deposição (clásticos) "
&
" Regradação "
&
“ Erosão ”

Figura 220 (Degradação, degradação da costa) - Esta figura ilustra a degradação da montanha monolítica de “Ayers Rock” na Austrália (350 metros de altura e 3600 metros de comprimento) pelos agentes naturais (principalmente vento e chuva). A degradação opõe-se à sedimentação. Não há sedimentação sem degradação (erosão e transporte) ou, por outras palavras, a sedimentação e, em particular, a sedimentação clástica, necessita uma fase de degradação anterior, para que se formem os clastos, isto é, os elementos constituintes das rochas sedimentares detríticas ou clásticas. A definição do termo degradação, proposta aqui, é utilizada em relação à matéria mineral e, sobretudo, às rochas, quer elas sejam sedimentares, ígneas ou metamórficas. O termo degradação é, muitas vezes, utilizado em relação à matéria orgânica (biodegradação), a qual, como todos sabem, pode ser aeróbica (em presença de oxigénio) ou anaeróbia (ausência de oxigénio). Igualmente, o termo degradação é, muitas vezes, utilizado para traduzir a deterioração do ambiente por depleção de recursos como, por exemplo, o ar, água, solo, assim como à destruição de ecossistemas (sistema formado por conjunto de organismos vivos, biocenose e o ambiente físico onde eles vivem, biótopo) e extinção dos animais selvagens. Para os geocientistas a degradação é muito útil. Todavia, ela pode ter consequências graves. A degradação do solo afecta, directamente, a agricultura, uma vez que ela reduz de maneira dramática a produtividade do solo (desaparição progressiva da camada superior, que é a camada mais fértil). Pode dizer-se que a degradação ambiental é um processo cujo desenvolvimento implica a perda de recursos naturais, no qual a contaminação gerada pelo homem, a sobre exploração, o uso prolongado de fertilizantes e, certamente, as mudanças climáticas naturais são factores importantes de degradação. A sedimentação (todos processos relacionados com o movimento e deposição do material resultante da degradação dos solos) dentro do sistema hidrológico, provoca, igualmente, mudanças importantes como, o aumento de turbidez, cor, e outros fenómenos, que são, estritamente, de natureza mecânica, como a erosão, assoreamento (acumulação de detritos) dos rios e outros corpos de água, assim como das zonas costeiras. Da mesma maneira, os processos de sedimentação tornam as águas dos rios túrbidas, o que impede a penetração da luz solar e limita a produção dos produtores primários (plantas) para a vida aquática. Isto afecta a reprodução e a sobrevivência de certas espécies com valor económico. Junto da costa, a sedimentação do material resultante da degradação das rochas e dos solos afecta, de maneira significativa, os recifes, ou seja as, as formações geológicas constituídas por polipeiros de coraliários (não confundir com os rochedos à flor da água do mar, próximo da costa), que têm uma importância crucial para a reprodução das espécies marinha com valor económico. A degradação antropogénica das costas, é igualmente uma evidência como sublinhou a Agência Europeia do Ambiente no seu boletim de Março de 2006 (ISSN 1830-2378) : (i) Os ecossistemas costeiros estão a sofrer alterações prejudiciais e irreversíveis de forma continuada ; (ii) As tendências registadas dão conta de que nas zonas costeiras as alterações no uso do solo superam em muito as observadas noutras zonas ; (iii) O crescimento das áreas artificiais ao longo das costas europeias está a aumentar a um ritmo um terço superior ao das zonas de interior ; (iv) As alterações demográficas, a reestruturação das actividades económicas, o aumento do nível de vida e dos tempos livres, e os modelos de comércio globalizados criam mudanças generalizadas ; (v) Em muitas zonas costeiras, estes factores provocaram rápidas mudanças que alteraram drasticamente a potencial viabilidade a longo prazo dos ecossistemas costeiros e dos serviços que os mesmos oferecem ; (vi) Há uma forte probabilidade que os impactes que se fazem sentir nos ecossistemas costeiros sejam exacerbados pelas alterações climáticas ; (vii) As planícies aluviais naturais dos principais rios europeus já foram quase todas absorvidas pelo desenvolvimento (é o caso do Reno, do Elba e do Pó) ; (viii) As planícies costeiras registaram igual taxa de desenvolvimento rápido com um aumento de 1 900 km2 de superfícies artificiais entre 1990 e 2000, etc., etc. Como consequência, pode dizer-se a maioria das zonas costeiras sofrem a chamada “compressão costeira” ou seja a expansão das áreas construídas e infra-estruturas para áreas cada vez mais perto da linha da costa em detrimento dos sistemas naturais que, normalmente, funcionam como barreira de protecção entre o mar e a terra. Além disso, esta compressão aumenta a vulnerabilidade das zonas costeiras uma vez que ela provoca, entre outras coisas, um afundamento do terreno que induz uma subida significativa do nível do mar relativo o que é particularmente perigoso, a quando de fenómenos extremos, como as tempestades.

Degrau de praia.................................................................................................................................................................................................................................................Berm

Degrau formado pela acção das ondas do mar numa praia composto por um patamar (berma da praia) e um abrupto. A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau é chamada a crista da berma.

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

Figura 221 (Degrau da Praia) - Os diferentes níveis do mar podem ser deduzidos da morfologia da praia. O nível de preiamar viva corresponde, mais ou menos, ao limite entre a praia média e praia alta (as marés vivas que ocorrem perto dos equinócios, que têm os máximos de amplitude, são as marés equinociais). O nível da baixamar (maré vazia) corresponde ao limite superior das cristas e sulcos pré-litorais, enquanto que a escarpa da praia (ultimo degrau da praia), limite entre a praia baixa e praia média, sublinha o nível de preiamar morta (Lua Nova), no topo, e, mais ou menos, o nível médio do mar, na base. Quando a superfície da praia média é atingida pelas ondas (durante os períodos de preiamar viva), ela é modelada em socalcos chamados degraus da praia (3), os quais são formados por um patamar ou berma da praia (5) e um abrupto (7). A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau é a crista de berma (6). A crista de berma mais alta é a crista de praia alta (4). Os degraus de praia (praia média) têm, em geral, dimensões inferiores à resolução das linhas sísmicas convencionais. Nas linhas sísmicas de alta resolução, os degraus de praia podem ser visíveis, mas não devem ser interpretados como retrogradações da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa), como, muitas vezes, é o caso. Dentro de um ciclo sequência, durante um episódio transgressivo (geometria retrogradante), a cada subida do nível do mar relativo (nível do mar local e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser o topo da crusta continental ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), a ruptura costeira da superfície de deposição é deslocada para montante (função da morfologia da discordância inferior do ciclo sequência associado) afastando-se cada vez mais do novo rebordo da bacia, isto é, aumentando cada vez mais a extensão da plataforma continental recém-formada e, da mesma maneira, a lâmina de água. Pode dizer-se, que as retrogradações sucessivas da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição são induzidas pelas subidas do nível do mar relativo, enquanto que a formação das bermas de praia média são criadas pela acção erosiva das vagas, durante os períodos de preiamar viva. A berma de praia que alguns geocientistas chamam patamar, devido à sua geometria, mais ou menos, horizontal, não deve ser confundida (no campo e linhas sísmicas) com uma superfície de ravinamento, a qual é produzida pela acção erosiva do nível de base do mar, a quando de uma subida do nível do mar relativo, isto é, a quando de uma inundação da planície costeira. A crista da praia sublinha a maré cheia (preiamar) da maré viva (ocorre durante as sizígias, isto é, quando os efeitos lunares e solares actuam em conjunto, reforçando-se uns aos outro, produzindo as maiores marés altas e as mais pequenas marés baixas). A linha de inflexão marca o nível de preiamar morta e a base da escarpa da praia o nível médio do mar. O limite entre a pré-praia e a baixa praia sublinha o nível de baixamar viva. As falésias formam-se quando as ondas destrutivas atacam a base da rocha entre as marcas de maré alta e baixa. Por diversos processos erosivos, as ondas atacam a base da superfície frontal da falésia uma sapa de erosão. A continuidade da acção das ondas aumenta as dimensões da sapa, até que o peso da cornija seja, suficientemente, para que ela desabe. Desde que as ondas removem os restos de rocha do desmoronamento, elas começam, de novo, a atacar a base da falésia. A erosão das ondas, seguida pelo desmoronamento da falésia, acontece continuamente, razão pelo qual a linha da costa recua para o continente. A crista da praia sublinha a maré cheia (preiamar) da maré viva. Enquanto que a linha de inflexão marca o nível de preiamar morta e a base da escarpa da praia o nível médio do mar. O limite entre a pré-praia e a baixa-praia sublinha o nível de baixamar viva. A zona de salsugem (litoral superior, acima do nível de preiamar) é a parte mais alta da zona entre-marés (zona intertidal). Ela tem pouca água, unicamente a salsugem. A zona de maré cheia (zona superior do litoral médio) é unicamente inundada durante a maré cheia. Os principais organismos nesta área são as anémonas, cracas, pé-de-estrelas, caranguejos, algas verdes, crustáceos, etc. e tem pouca vegetação marinha. A zona mais baixa do espraiado (zona intertidal ou litoral inferior) é, normalmente coberta por água e é unicamente seca durante marés baixas extremas. Quando a exposição o ar livre é longa muitos dos organismos desta zona morrem.

Delta.........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Delta

Delta / Delta / Delta / 三角洲 / Дельта / Delta

Sedimentos acumulados quando uma corrente de água entra no mar ou num lago e a sua velocidade e competência são rapidamente reduzidas. Três sistemas de deposição formam um delta: (a) A Planície Deltaica, que é a parte superior do delta ; (b) A Frente de Delta, que é a parte distal do delta onde se depositam os sedimentos arenosos e (c) O Prodelta, que é a parte do delta que está debaixo da acção erosiva das vagas. O prodelta é localizado para além da frente de delta e inclina para a parte profunda da bacia na qual o delta prograda e onde os sedimentos clásticos grosseiros, transportados pela corrente, não são mais preponderantes. Há vários tipos de deltas, entre os quais se podem citar: (a) Delta Lobado ; (ii) Delta Digitado ; (iii) Delta em Crescentes ; (iv) Delta Atrofiado ; (v) Delta Arredondado ; (vi) Delta Fechado ; (vii) Delta complexo ; (viii) Delta Árctico ; (ix) Delta Abandonado ; (x) Delta de Maré ; (xi) Delta Submarino ; (xii) Delta de Tempestade ; (xiii) Delta aluvial, etc.

Ver: " Planície Deltaica "
&
" Frente de Delta "
&
" Prodelta "

Figura 222 (Delta) - Como ilustrado nesta figura, que mostra o edifício deltaico do rio Zambeze (Moçambique), um delta é um depósito geológico (sub-horizontal) localizado na desembocadura de uma corrente, que tem uma morfologia triangular ou em forma de leque e, que é atravessado por numerosos rios distributivos, os quais, por vezes, se estendem ao de lá da linha da costa. Um delta é o resultado da acumulação do acarreio sedimentar transportado por um rio e, que não foi removido pelas marés, ondas ou correntes marinhas. No exemplo ilustrado nesta fotografia, reconhece-se facilmente: (i) O Ápice do delta ou ponto de bifurcação (ponto de defluência do canal fluvial, que se encontra mais a montante e que marca o limite superior do delta, até onde, geralmente, penetra a maré alta) ; (ii) As Planícies Deltaicas (a superior é a área localizada acima da linha de preiamar que se estende desde o ápice do delta até a zona de influência das marés e a inferior é área entre o limite da maré baixa e alta, isto é, a zona intramareal.) ; (iii) As Plataformas de Preiamar (parte do espraiado pelítico que fica a descoberto nas preiamares mortas e coberta durante as praias mares vivas e tempestades), assim como (iv) Uma série de Praias (tipo de costa com espraiado constituído por materiais detríticos terrígenos, arenosos, areno-siltosos e grosseiros), Restingas (pequena ponta, ou língua de areia, alongada, baixa e estreita, que avança para o mar a partir do litoral), Cordões litorais (acumulações de areia ou calhaus que se formam na antepraia devido à acumulação de sedimentos pelas ondas e pelo vento), Bancos de Areia (acumulações de areia no meio de um curso de água, como num rio ou ao longo da costa) e Cones de Dejecção Submarinos (cones sedimentares, constituídos por sedimentos provenientes do continente e depositados no fundo do mar, em água profunda, em geral, na base do talude continental). Ninguém confunde um andar (onde pode haver vários apartamentos) com um edifício. Assim, não se deve confundir um delta com um edifício deltaico. Um delta tem uma espessura que varia entre alguns metros e várias dezenas de metros, enquanto que um edifício deltaico (sobreposição de vários deltas), como o do Niger, pode atingir milhares de metros. Na estratigrafia sequencial, um delta é um cortejo de fácies (que na terminologia de Amanz Gressly significa sobretudo uma litologia com uma fauna associada depositada num ambiente determinado), formado por três sistemas de deposição (litologia e fauna típicas), síncronos e geneticamente relacionados : a) Siltitos e argilitos depositados na planície deltaica e areis da frente de delta (areias e arenitos de frente de delta, que correspondem aos sedimentos de alta energia localizados entre a planície deltaica e o prodelta), que formam a camada superior de uma delta, que é, mais ou menos, sub-horizontal e localizada a montante da camada inclinada para o mar, quer dizer, do prodelta, o qual é, basicamente, constituído por argilitos ; (ii) Argilitos de prodelta que formam a camada inclinada para o mar e (iii) Argilitos e, por vezes areias turbidíticas da base do delta que forma a camada inferior do delta. Cada um destes sistemas de depósitos tem, ao longo da superfície de deposição, uma posição e geometria características. Em certos casos, os sedimentos da base do prodelta prolongam-se, para o mar, por biséis de progradação (verdadeiros ou falsos) formando as chamadas camadas inferiores do delta. Estas camadas são, mais ou menos, sub-horizontais, como as camadas superiores, mas ao contrário destas, elas localizam-se a jusante das camadas inclinadas, isto é, do prodelta. Por vezes, dentro das camadas inferiores podem encontrar-se depósitos arenosos turbidíticos (turbidito proximais de certos geocientistas) induzidos, em geral, por rupturas e deslizamentos dos sedimentos da frente de delta. A extensão lateral dos diferentes sistemas de deposição é muito variadas. Assim, os siltitos e argilitos da planície deltaica têm, mais ou menos, 450 km no edifício deltaico do Níger, cerca de 100 km no edifício deltaico de Mississipi, mais ou menos, 32 km no edifício do Ródano e à volta de 16 km no edifício deltaico do Reno. A altura do prodelta dos deltas que constituem estes edifícios deltaicos é, respectivamente, 115, 106, 61 e 36 metros, o que quer dizer que nas linhas sísmicas convencionais, à maior parte das vezes os taludes deltaicos estão debaixo da resolução sísmica. Vários tipo de delta se podem considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta em crescentes ; (viii) Delta digitado ; (ix) Delta de enchente; (x) Delta fechado ; (xi) Delta tipo Gilbert ; (xii) Delta de lava ; (xiii) Delta lobado ; (xiv) Delta de maré ; (xv) Delta submarino ; (xvi) Delta de tempestade ; (xvii) Delta das vagas ; (xviii) Desta de vazante.

Delta Abandonado (subdelta)...................................................................................................................Abandoned Delta, Dry Delta

Delta abandonné (sous-delta)/ Delta abandonado / Unterdelta / 被抛弃的三角洲 /Заброшенная (сухая) дельта / Delta abbandonato

Quando a parte superior da planície deltaica deixa de estar sujeita à influência fluviomarinha devido a progradação do delta par o mar.

Ver:" Delta ”
&
" Frente de Delta "
&
" Progradação "

Figura 223 (Delta Abandonado, subdelta) - O Delta do Ganges / Brahmaputra, também chamado Delta do Ganges, Delta do Sunderban ou Delta do Bengal, está situado na Ásia, onde os rios Ganges e Brahmaputra descarregam na Baía de Bengal. Com uma superfície de cerca de 100 000 km2, ele é o maior delta do mundo. Aproximadamente dois terços do delta pertencem ao Bangladesh. O resto constitui o estado do Bengal ocidental da India. O delta do Ganges é a planície de inundação de três grandes rios: (i) Ganges ; (ii) Brahmaputra e (iii) Meghna. No conjunto, estes três rios drenam uma bacia de cerca de 1,72 milhões de km2, no lado sul do Himalaia. Nesta figura está ilustra uma grande parte do delta abandonado, ou seja, a parte superior da planície deltaica que, com a progradação do delta deixou de esta sujeita à influência fluviomarinha e os deltas de maré (um dos dois deltas subaquáticos que se formam em posição simétrica, nas aberturas das laguna ou nos estreitos, devido à circulação das correntes de maré do Ganges / Bramaputra). Durante o Pleistocénico, antes da união destes rios, a actividade deltaica dos rios Ganges e Bramaputra deslocou-se, várias vezes. A área de sedimentação activa é, actualmente, localizada no sector Este. A parte Norte, representa a planície deltaica abandonada, onde os traços de canais abandonados dominam a morfologia da região. A forma e abundância desses rastros, que foram, provavelmente, o leito do rio Ganges e de muitos dos seus distributivos, sugere a existência de uma antiga planície de meandros (área que se desenvolveu sobre um vale preenchido por um solo aluvionar, sobre o qual os meandros serpenteiam devido à baixa declividade do curso do rio, o qual, em épocas de cheia, transborda a sua margem original e inunda a região adjacente), que, recentemente, foi muito modificada pela actividade humana. O tamanho dos traços de canais fósseis é semelhante ao dos canais, actualmente, activos ao longo do Ganges e seus distributivos. Muitos desses antigos canais fluviais são, presentemente, dominados pela água das marés. Os rios Hooghly e Pusar são perfeitos exemplos de antigos leitos do Ganges, que hoje são dominados pelas marés. Lagos de meandros abandonados e restos de meandros são muito frequentes na área do delta abandonado. A parte interna da planície de maré foi protegida por diques e as antigas terras salgadas foram convertidas em terras agrícolas. Esta região, que, originalmente, era um imensa floresta de mangueiras ("Sunderbans" dos geocientista anglo-saxões), ainda conserva um pouco da morfologia deltaica inicial, embora esta esteja já muito dissimulada pela rede de drenagem das marés (conjunto de canais que são conectados entre si e que drenam a água das correntes de maré, que pode ser artificial, construído pelo homem, ou natural). Os grandes canais de maré, bem visíveis ao sul da área do delta abandonado, formam estuários em forma de sino que têm uma profundidade suficiente para que alguns deles sejam utilizados com artérias de transporte. Costa adentro, os canais de estuário são muito sinuosos. Eles são, relativamente, estáveis, uma vez que as migrações laterais são raras. A comparação de antigas fotografias aéreas com as modernas imagens de satélite sugere uma estabilidade dos trajectos dos grandes canais, pelo menos durante os últimos 20 anos. No offshore profundo, provavelmente, em associação as cheias do Ganges / Bramaputra, depositaram-se cones submarinos de talude, nos quais as estruturas em asa de gaivota (diques marginais naturais e preenchimento das depressões entre eles) ultrapassam mais de 1-2 quilómetros de espessura. A sobrecarga dos sedimentos depositados em associação directa ou indirecta com o Ganges / Bramaputra, produz uma subsidência do fundo do mar que, naturalmente, induz uma subida do nível do mar relativo. Esta ingressão marinha, que não tem nada a ver com o que é, regularmente, anunciado pela comunicação social e, em particular por certos ecologistas ingénuos (verificacionistas). Esta subida do nível do mar relativo (referenciado a um qualquer da superfície terrestre, quer ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos) não é uma consequência do aquecimento global antropogénico e, sobretudo, do aumento do CO2 na atmosfera. Ela é, simplesmente, a consequência do afundamento do terreno devido ao peso dos sedimentos. Valores da ordem de 10-20 mm de subida do nível do mar relativo por ano são frequentes não só ao longo da costa mas, também ao longo do rio Meghna. Existem outros tipo de delta como : (i) Delta aluvial ; (ii) Delta árctico ; (iii) Delta arredondado ; (iv) Delta atrofiado ; (v) Delta complexo ou polimorfo ; (vi) Delta em crescentes ; (vii) Delta digitado ; (viii) Delta de enchente ; (ix) Delta fechado ; (x) Delta tipo Gilbert ; (xi) Delta de lava ; (xi)i Delta lobado ; (xiii) Delta de maré ; (xiv) Delta submarino ; (x) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Delta de vazante.

Delta Aluvial (leque aluvial que chega ao mar)...........................................................................................................................Fan Delta

Éventail alluvial (aboutissant à la mer) / Delta aluvial, Abanico aluvial / Schwemmkegel (zum Meer, See) / 冲积扇（海） / Веерообразная дельта / Conoide alluvionale (che porta al mare, lago)

Corpo geológico progradante formado por sedimentos aluviais que se depositam, directamente, no mar quando a linha da costa (mais ou menos a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) está situada perto da linha de baía (linha que separa os depósitos fluviais dos parálico / deltaicos e que enfatiza o limite rio acima do prisma costeiro). Certos geocientistas chamam estes corpos geológicos Deltas Tipo Gilbert.

Ver: « Aluvial »
&
" Delta ”
&
" Progradação "

Figura 224 (Delta Aluvial, leque aluvial que chega ao mar) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do offshore norte de Angola, localizada próximo do canhão do Congo, é possível associar o preenchimento progradante da parte superior de um canhão submarino a um delta tipo aluvial, que certos geocientistas consideram como um delta tipo Gilbert. As terminações dos reflectores associados ao preenchimento, isto é, os biséis de agradação, os biséis somitais por sem deposição e os biséis de progradação são bem visíveis. Igualmente, a configuração interna progradante (progradações sigmóides) do preenchimento é óbvia. A maioria dos biséis de agradação sublinham à superfície de erosão associada à incisão. Outros, em particular, os visíveis dentro do preenchimento, sublinham pequenos deslocamentos laterais (efeito de pêndulo) dos centros de deposição. Todas estas terminações dos reflectores, sugerem, fortemente, que a parte superior do canhão submarino foi exumada e, mais tarde, preenchida por sedimentos de natureza fluvial, o que quer dizer que durante a descida do nível do mar relativo, responsável pela exumação, a linha de baía (*) estava muito próximo da linha da costa. A incisão do canhão submarino, está associada a uma superfície de erosão, que foi induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado quer ao fundo do mar quer base dos sedimento e que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica), que criou condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, o qual pode coincidir em certos casos não com o rebordo continental). Estas condições de nível baixo foram, provavelmente, reforçadas pelo levantamento da costa norte de Angola, que ocorreu durante o Terciário Terminal. Como a parte superior do canhão foi preenchida directamente (ou quase) por sedimentos fluvioaluviais. É possível avançar a hipótese que uma corrente fluvial, com uma densidade, provavelmente, semelhante a do mar, tenha desaguado na parte superior do canhão, já coberto de água e, que um escoamento homopicnal (fluxo com a mesma densidade que corpo de água onde ele se escoa) tenha induzido o depósito das camadas basais, frontais e somitais, que caracterizam a maior parte dos deltas, mas sobretudo os deltas do tipo Gilbert (também chamados deltas aluviais ou leques aluviais que são corpos geológicos progradantes formados por sedimentos aluviais, de origem glaciar ou não, que se depositam, directamente, no mar ou num lago quando a linha da costa está situada perto da linha de baía). De facto, teoricamente, quando a densidade de uma corrente fluvial é igual à densidade da água da bacia de recepção (em geral o mar), ou por outras palavras, quando o fluxo do rio é homopicnal, os sedimentos depositam-se logo à entrada do mar formando bancos de desembocadura e deltas de tipo Gilbert, em particular, quando o rio transporta uma carga arenosa importante. Se a densidade da água do rio é maior do que a densidade da água da bacia de recepção, o escoamento da água do rio é hiperpicnal, o quer dizer, que a água do rio mergulha para o fundo da bacia de recepção, mais ou menos, como uma corrente de turbidez, depositando cones submarinos (de bacia ou de talude) desde que a corrente começa a desacelerar. Como se pode constar na fotografia ilustrada nesta figura, as camadas inclinadas de um delta aluvial (mais ou menos, sinónimo de delta tipo Gilbert) têm uma inclinação deposicional que pode ultrapassar 25°, como é o caso, por exemplo. no delta de Laga, na região de Biscaia em Espanha. Além des tipo de deltas outros deltas se podem individualizar função sua dinâmica e da forma da planície emersa : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta árctico ; (iii) Delta arredondado ; (iv) Delta atrofiado; (v) Delta complexo ou polimorfo ; (vi) Delta em crescentes ; (vii) Delta digitado ; (viii) Delta de enchente; (ix) Delta fechado ; (x) Delta tipo Gilbert ; (xi) Delta de lava ; (xii) Delta lobado ; (xiii) Delta de maré; (xiv) Delta submarino (xv) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

(*) A linha da baía foi mais ou menos definida da seguinte maneira por Posamentier e Vail (1988) : (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (d) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação ; (e) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (f) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição.

Delta Árctico.............................................................................................................................................................................................................................................Arctic delta

Delta arctique / Delta boreal, Delta Ártico / nördlich Delta / 北极三角洲 / Арктическая дельта / Delta artico /

Quando a planície de um delta está sujeita a mudanças climáticas anuais induzidas pelas cheias provocadas pelo degelo e, em particular, pela fusão parcial dos glaciares.

Ver:" Delta ”
&
" Planície Deltaica "
&
" Camada Superior (de um delta) "

O rio Lena é um dos dez maiores rios do mundo. Ele começa a oeste do lago Baikal (o lago da terra com maior volume de água doce) e escoa-se, para norte, durante cerca de 4 400 quilómetros, ao longo dos quais ele é alimentado por mais de 2 500 tributários. Como se pode constatar nesta figura, o seu trajecto termina no mar de Laptev (Oceano Árctico), onde ele desagua e onde os sedimentos, que ele transporta criaram um importante edifício deltaico. Os principais rios tributários do Lena são : (i) Aldan com 2 273 km de comprimento ; (ii) Vitin com 1 837 km ; (iii) Olekma com 1 436 km ; (iv) Vilui com 2 650 km ; (v) Linde 804 km e (vi) Nyuja com 798 km. Os primeiros três tributários vêm de Oeste, enquanto que os outros vêm de Este. Na parte sul da bacia hidrográfica, a chuva e a água subterrânea são as principais fontes de alimentação em água. Na parte norte da bacia, ao contrário, a importância da neve é preponderante. À medida que o rio se aproxima do Árctico, a influência do acarreio em água (água subterrânea incluída) é quase nula. Durante a primavera e verão as inundações controlam o nível da água, o qual é muito mais baixo durante o Outono. O rio Lena descarrega no mar de Laptev, em média e, por ano, cerca de 540 km^3 de água. Ele transporta, para o mar, cerca de 12 milhões de toneladas de aluvião e cerca de 40 milhões de toneladas de material dissolvido. A sedimentação do edifício deltaico, cuja espessura ultrapassa vários milhares de metros, depende das condições climáticas e, principalmente, do degelo. O rio gela a partir de meados de Outubro até meados de Abril. Em meados de Junho, o rio corre, livremente, para a sua foz, onde os sedimentos que ele transporta, quer por tracção, saltação, suspensão ou dissolução, são depositados e formam um enorme edifício deltaico de vários quilómetros de espessura. Não obstante, a espessura do edifício deltaico do Lena, o qual pode atingir várias de milhares de metros, a espessura média dos deltas que o compõem é de cerca 30-50 m, quer isto dizer, que não se deve confundir um delta com um edifício deltaico, assim como, um prodelta (ligado ao delta) com talude continental (ligado ao edifício deltaico).

Delta Arredondado.......................................................................................................................................................................................................Arcuate Delta

Delta arrondi / Delta redondeado / gerundt Delta / 弓状三角洲 / Дугообразная дельта / Delta arrotondato

Quando o limite distal da planície deltaica, modelado pelas correntes litorais, tem uma geometria arqueada, o que sugere um balanço entre a deposição e erosão.

Ver: " Delta ”
&
" Frente de Delta "
&
" Deposição Fluvial "

Figura 226 (Delta Arredondado) - Geralmente, um delta arredondado ou arqueado, como o ilustrado nesta figura, forma-se quando uma corrente de água, em geral, um rio entra no mar numa área onde as vagas, as correntes e marés são muito fortes. Uma das características de este tipo de delta é, que ele é, quase sempre, atravessado por numerosos distributivos (corrente que se escoam para fora do canal principal do rio). O delta ilustrado nesta figura é um sector do delta do Ganges, o qual que é, também, conhecido como o delta do Bengal, Sunderban ou Ganges / Bramaputra e, que na realidade resulta da confluência de três rios principais: (i) O rio Padma (Ganges inferior) ; (ii) O rio Jamuna (Bramaputra inferior) e (iii) O rio Meghna. Os rios provenientes do Butão, China, e Nepal contribuem, também, de maneira significativa ao desenvolvimento e progradação do edifício deltaico do Ganges / Bramaputra, o qual cobre uma superfície superior a 105 000 km2, principalmente, no Bangladeche e na Índia. A parte oriental deste edifício deltaico é muito activa. Todavia, a parte ocidental já foi abandonada ou é pouco activa. A maior parte dos deltas que formam o edifício deltaico é composta por aluviões, que têm uma grande quantidade de minerais e nutrientes, o que torna o solo muito apropriado para a agricultura. É por isso que dois terços da população do Bangladesh (cerca de 100 milhões de pessoas) vivem, nesta área, da agricultura, o que, evidentemente, cria um grande problema. Nesta região, como, praticamente, todos os dias a comunicação social e os ecologistas politizados nos dizem : “O nível do mar está a subir devido ao efeito de estufa induzido pelo aumento antropogénico do CO2 na atmosfera” (*). Todavia, eles nunca dizem qual é o nível do mar que está a subir, se é nível do mar relativo ou absoluto ou eustático. O nível do mar pode ser absoluto ou eustático e relativo. O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar, global, referenciado a um ponto fixo que, geralmente, é o centra da Terra ou um satélite. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado a um ponto que pode ser o fundo do mar, a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou qualquer outro ponto da superfície terrestre. Isto quer dizer que o nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento quando o regime tectónico predominante é em compressão). Assim, com um nível do mar absoluto ou eustático constante, o nível do mar relativo pode subir se o fundo do mar descer. É exactamente o que se passa não só no delta do Ganges / Bramaputra mas, igualmente, em outros deltas (delta do Pó, Delta da Mahakam, Delta do Bin, etc.), quando há afundamento devido ao peso dos sedimentos sobre um substrato, mais ou menos, móvel. Por outras palavras, uma tal subida do nível do mar relativo não é devida a nenhuma espécie de aquecimento global (aumento da temperatura média medida à superfície da terra e oceanos desde o meados do século 20 e, particularmente, desde 1990), como certos "alarmistas" dizem, mas única e, simplesmente, provocada pelo peso dos sedimentos que induz uma subsidência do fundo do mar. Infelizmente, se o nível relativo do mar subir nos próximos anos de cerca de meio metro, o que é muito provável, mais de seis milhões de pessoas perderão as suas habitações e terrenos agrícolas. Contudo, certos geocientistas, prognosticam que nos próximos anos a temperatura global média vai descer, visto que já entramos no ciclo solar n° 24 e, que um aumento da fusão da neve e gelo dos glaciares dos Himalaias, que provocaria enormes inundações e amplificaria o efeito desastroso da subida relativa do nível do mar induzida pela subsidência, é pouco provável. Sobre estes assuntos que preocupam a humanidade, duas atitudes se compartilham, actualmente, o mercado da opinião publica (**): (i) Os optimistas que lutam em favor do crescimento e inovação contra (ii) Os pessimistas que divulgam a depressão psicológica et moral suposta tudo arruinar.

(*) Sobre este assunto é importante não esquecer que a superfície terrestre é, em média, mais quente que a atmosfera. Se calor passa de um atmosfera, em média, mais fria para uma superfície terrestre, em média, mais quente, sem que haja um acarreio de energia externa, como o “Efeito de Estufa” supõe, um tal fluxo viola o segundo princípio da termodinâmica (a quantidade de entropia de qualquer sistema isolado termodinamicamente tende a aumentar com o tempo, até alcançar um valor máximo".

(**) L. Ferry., 2016- La Révolution transhumaniste, Plon, Paris. ISBN 9782259249157

Delta Atrofiado.................................................................................................................................................................................................................Atrophied Delta

Delta atrophié / Delta atrofiado / geschwund Delta / 萎缩三角洲 / Истощенная дельта / Delta atrofizzato /

Quando a erosão e transporte sedimentar se equilibram, reduzindo, substancialmente, a planície deltaica, a qual, é, muita vezes, reduzida a uma pequeno avanço da linha da costa para o mar.

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

Figura 227 (Delta Atrofiado) - O delta do Guadalquivir, ilustrado nesta imagem satélite, está localizado na costa sudoeste da Espanha (Andaluzia), perto do Golfo de Cadiz. O rio Guadalquivir (Wadi Al-Kabir) é o segundo maior rio de Espanha. Ele nasce na Serra de Cazorla e escoa-se para SO, passando pela cidade de Córdoba e Sevilha, para desaguar no Golfo de Cadiz, perto de Sanlúcar de Barrameda, onde ele construiu um delta do tipo atrofiado, uma vez que a erosão e transporte dos agentes marinhos reduziram a planície deltaica a uma pequena saliência. Com cerca de 660 km de comprimento e uma área de drenagem de, mais ou menos, 57 527 km2, o Guadalquivir desagua no Oceano Atlântico, com uma descarga média por segundo de cerca de 230 m3. A sua bacia hidrográfica (área terrestre a partir da qual toda o escoamento de superfície flui via de uma série de riachos, rios e, possivelmente, lagos para o mar numa desembocadura única, estuário ou delta) é um dos mais variados ambientes naturais da Europa. Ela contém quase metade das espécies vegetais do continente e quase todas as do Norte de África. Esta região nos antigos mapas do século XV e, particularmente, no mapa de Ibn Ben Zara(*) (mostra o norte da Europa e os glaciares tal como eram há 12 000 anos e o Mediterrâneo, cujo nível corresponde ao que existia na última idade do gelo) o delta do Guadalquivir não existe. O mapa de Ibn Ben Zara (cerca de 1497 d.C.) mostra uma grande baía na foz do Guadalquivir, enquanto que os mapas menos antigos, assim como, as actuais fotografias de satélite, como a ilustrada nesta figura, mostram um delta que, embora atrofiado, tem cerca de 80 km de comprimento por cerca de 50 km de largura. A baía no mapa de Ibn Ben Zara deve, provavelmente, representar a linha da costa anterior a formação do delta. Se isto for verdade, a formação do delta deve estar relacionada com variações recentes do nível do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado a um ponto fixo que, em geral, é o centro da Terra ou um satélite), isto é, relacionada com a glacioeustasia induzida pelo degelo ou derretimento das calotas glaciárias do Quaternário. A última era glacial ocorreu, mais ou menos, há 2,5 Ma. Ela induziu uma descida significativa do nível do mar absoluto de cerca de 125 metros, uma vez que a água evaporada dos oceanos foi armazenada como calotas de gelo e glaciares no continentes e como mares ou plataformas de gelo, nos oceanos. O degelo e um clima mais temperado possibilitaram, respectivamente, uma subida do nível do mar absoluto (cerca de 130 metros desde os últimos 19 000 anos) e a expansão das actividades humanas inaugurando, assim, a actual época geológica, iniciada há 10 mil anos, que é o Holocénico. Esta conjectura é corroborada pelas hipóteses avançadas por certos geocientistas, que pensam que Ibn Ben Zara, tinha na sua posse, cartas mais antigas da Europa Central e do Sul que ilustravam, as condições geográficas da época em que as calotas glaciárias começaram a fundir, isto é, mais ou menos, entre 11,5 k e 10 k anos atrás. Parece que o delta Guadalquivir despertou a atenção de Platão, que no Timeu e Crítias, ao falar do desaparecimento da Atlântida, o paraíso perdido, diz que os Atlantas viviam numa ilha no Atlântico, para além das Colunas de Hércules (Estreito de Gibraltar). O delta do Guadalquivir é um sério candidato para esse paraíso desaparecido graças a um terramoto e tsunami. De facto, as grandes estruturas circulares, sugeridas pelas observações feitas a partir de satélites e dos levantamentos de radar, debaixo do parque nacional de Doñana (está situado na parte sul da província de Huelva, Andaluzia, e estende-se por três províncias: Huelva, Sevilha e Cádis e é a maior reserva biológica da Espanha e também de toda a Europa, contando com uma extensão enorme de área protegida, com mais de 50 000 hectares), podem ser interpretadas como vestígios de uma cidade, sobretudo que Platão nos fala de uma cidade com uma série de canais em forma de círculos à volta de um templo central.

(*) As inscrições na borda do Portolano de Ibn Bem Zara sugerem que este portolano foi feito em 1497 em Alexandria (Egito). O original deste documento está agora na Biblioteca do Vaticano em Roma (Borgiano VII ou mapa náutico do Mediterrâneo). Este portolano foi considerado pelo historiador e político francês Jacques Victor (Paris 1821-1901) o melhor de todas as cartas náuticas. Todavia, ele tem três anomalias que só são podem ser aceites à condição de ver a cartografia daquela época sob um ângulo muito diferente do de hoje: (i) Foz do Guadalquivir (atualmente é um delta) é descrita como uma baía ; (ii) O Mar Egeu é cheia de pequenas ilhas, enquanto actualmente não é o caso ; (iii) Na Irlanda e Inglaterra estão representados os glaciares que não existem mais. Na realidade, é possível que este portolano tenha copiado um documento muito mais velho, atribuído ao período final da última idade do gelo da terra. Jacques Victor já se referia a uma civilização mundial, ainda não identificada, que teria existido entre 6 e 10 mil anos atrás, a qual conhecia, perfeitamente, não só o volume da Terra e sua geografia completa, mas também sabia calcular, exatamente, quer a latitude e longitude e aplicava à cartografia a trigonometria plana e esférica. É fácil imaginar o espanto da grande maioria dos geocientista, uma vez que se tais afirmações forem aceites a época do nascimento da civilização humana tem que ser muito recuada, mas também têm que se encontrar argumentos para explicar por que é que, em seguida, essa civilização caiu como a conhecemos no momento dos sumérios (a primeira civilização conhecida ) no início do quarto milénio antes de Cristo.

Delta Complexo (delta polimorfo).......................................,,................Complex Shaped Delta, Polimorphic Delta

Delta complexe/ Delta complejo / verwickelt Delta / 复杂形三角洲 / Дельта со сложным строением / Delta complesso /

Delta caracterizado por uma grande extensão da planície deltaica, na qual as irregularidades dinâmicas produzem uma grande variedade de morfologias. Neste tipo de delta podem desenvolver-se, localmente, sectores em que o delta é lobado, arredondado, atrofiado, em crescente, etc.

Ver: " Delta ”
&
" Planície Deltaica "
&
" Camada Frontal (de um delta) "

Figura 228 (Delta Complexo, delta polimorfo) - O delta do Nilo está localizado no Norte do Egipto, onde o rio Nilo depositou um enorme edifício deltaico, à medida, que a sua foz avançava par o mar. Este edifício deltaico é um dos maiores do mundo. Ele começa um pouco ao sul da cidade do Cairo, onde se localiza, mais ou menos, o ápice do delta (ponto de defluência do canal fluvial, que se encontra mais a montante e que marca o limite superior do delta), e estende até ao mar Mediterrâneo sobre uma distância de cerca de 160 km e com uma espessura de vários quilómetros. A linha da costa deltaica é de cerca de 240 km, entre as cidades de Alexandria, a oeste, e Porto Said a este. O edifício deltaico é, basicamente, de tipo complexo, uma vez que, localmente, em associação com os diferentes distributivos (correntes que se escoam para fora do canal principal do rio), que o compõem, várias morfologias podem observar-se, como o sugere a geometria da linha da costa. As flutuações do rio exerceram sempre uma forte influência no desenvolvimento e morfologia do edifício deltaico e, subsequentemente, na localização das povoações e plantações. Na época de Hérodote (entre 484 e 420 a.C.), o delta do Nilo tinha cinco ramos, que de Oeste para Este são: (i) Ramo caópico do nome da cidade de Canopo (próximo da cidade de Abukir ); (ii) Ramo saitico, do nome do quinto nome de Saís ou Sa el-Hagar ; (iii) Ramo sebenítico , em homenagem ao 12º nome de Sebenitos ; (iv) Ramo Mendesiano, em homenagem ao golfo do Djedet (actualmente Tell El-Ruba) e (v) Ramo Pelusíaco, do nome da cidade de Pelúsio. Actualmente, há unicamente dois ramos que são conhecidos como os ramos de Roseta (cerca de 65 km à Este de Alexandria) e Damieta. Durante milhares de anos, as povoações do Baixo Egipto protegiam-se das cheias e variações do fluxo do Nilo, instalando-se nos montes de areia (carapaças de tartaruga dos egípcios (*)), os quais são vestígios geológicos, que o pré-Nilo formou há cerca de, mais ou menos 15 000 anos. Infelizmente, desde que a barragem de Assuão foi construída no alto Egipto, a qual visava regular as enchentes, irrigar milhões de quilómetros quadrados de deserto e obter energia barata para industrialização do país, o delta não recebe mais nenhum aporte de nutrientes e sedimentos das correntes a montante da barragem, que tem consequências desastrosos para o meio ambiente: (i) Os solos das superfícies de inundação tornaram-se quase estéreis, o que obriga as populações a utilizar quantidades enormes de fertilizantes com todas as consequências, que isso implica ; (ii) A camada arável do solo, que antes da barragem podia atingir uma espessura de cerca de 2 metros, é, actualmente, muito mais pequena, o que, inevitavelmente, produziu uma subida e contaminação do nível freático ; (iii) A erosão do delta aumentou de maneira assustadora (várias dezenas de km2 por ano), o que leva certos geocientistas a pensar que, provavelmente, o delta do Nilo não resistirá a este milénio. Para piorar a situação a Etiópia está projectar a construção de uma barragem (Renaissance) para estocar água, produzir energia e irrigar suas plantações. Até à muito pouco tempo, segundo os acordos assinados com o Sudão e a Etiópia, o Egipto recebe cerca de 55 milhões de metros cúbicos de água do Nilo. Todavia, os tempos mudaram, as populações cresceram e as necessidades de energia da região também. A guerra pela água intensifica-se e deve se agravar-se ainda mais no futuro. Como a maior parte dos geocientistas diz, a humanidade pode viver sem petróleo, mas sem água é outra história. Outros tipos de delta podem ser considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa, tais como : Vários tipo de delta se podem considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta em crescentes ; (vii) Delta digitado ; (viii) Delta de enchente ; (ix) Delta fechado ; (x) Delta tipo Gilbert ; (xi) Delta de lava ; (xii) Delta lobado ; (xiii) Delta de maré ; (xiv) Delta submarino ; (xv) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

(*) Estas anomalias topográficas chamadas carapaças de tartaruga não têm nada a ver com as estruturas de inversão tectónica, induzidas pelo movimento lateral e vertical do intervalo salífero, como as encontradas na bacia geográfica do Kwanza (Angola) que os geocientistas da Petrangol (filial da antiga companhia petrolífera PetroFina) denominaram “carapaças de tartaruga).

Delta em Crescentes.....................................................................................................................................................Cuspate Delta, Blunt Delta

Delta en croissant (delta obtus) / Delta en media-luna / Stumpfdelta / 尖头三角洲 / Фестончатая (невыдвинутая) дельта / Delta mezzaluna (delta ottuso) /

Quando a planície deltaica, devido à acção de desgaste das ondas do mar (ou de um lago), tem uma geometria côncava para o lado da água.

Ver: " Delta ”
&
" Frente de Delta "
&
" Acção das Vagas (mar agitado) "

Figura 229 (Delta em Crescentes) - Um delta delta em crescentes é o delta que se forma quando um rio desagua numa linha da costa, mais ou menos, rectilínea sujeita a uma forte ondulação, de tal maneira que ondas do mar forçam os sedimentos a espalhar-se em duas direcções opostas à desembocadura, construindo uma ponta de flecha, com curvas de cada lado em forma de crescente. Um delta em crescentes não se pode confundir com um delta arredondado ou arqueado, uma vez que este se forma quando um rio encontra o mar num lugar onde as ondas, correntes e marés são fortes, nas áreas onde as correntes longitudinais mantém a borda do delta aparado e relativamente liso. Por outras palavras, estes deltas são dominados pelas ondas do mar e é a erosão das onda que controla a forma do delta, uma vez que a grande maioria dos sedimentos que chegam da desembocadura, é desviada, ao longo da linha de costa. Todavia, estes deltas podem ter várias energias. Quando o delta é inclinado e com de alta energia, as costas com deficiência sedimentar têm pouca areia na base e um offshore, relativamente, profundo. Quando o delta é pouco inclinado e de baixa energia, as costas são, normalmente, argilosa com franja de vegetação costeira. Nestes deltas, a acção da onda incidente é dissipada num offshore de água pouco profunda, o que não é o caso da maior parte dos deltas. Em geral, os deltas resultam de processos fluviais e marinhos e os sedimentos transportados pelos rios depositam-se quando a corrente entra numa massa de água sem correntes fortes, como um lago, laguna, mar ou oceano. A deposição dos sedimentos é reforçada quando a água é salgada, uma vez que as partículas mais finas e, sobretudo, as argilosas, se aglutinam na água salgada, formando partículas de maiores dimensões. Outros principais factores que influenciam a deposição são: (i) Tipo de sedimentos ; (ii) Contexto geológico local ; (iii) Mudanças eustáticas (variações nível do mar absoluto, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e do nível do mar relativo (nível do mar local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica) ; (v) Crescimento de plantas ; (vi) Impacto Humano, etc. Os exemplos típicos de grandes edifícios deltaicos são associados aos rios Mississipi, Ganges, Bramaputra, Ródano, Reno, Pó, Danúbio, Nilo. O delta do Ebro em Espanha, o Delta de São Francisco, entre Sergipe e Alagoas, no Brasil e o delta de Tonogawa, no Japão, são deltas em crescente típicos. O delta do Tonogowa, por exemplo, ilustrado nesta figura, é um delta em crescentes (ou delta em ponta de flecha), que se forma quando um rio depositava os sedimentos, que ele transporta, num linha da costa, mais ou menos, rectilínea, mas dominada por vagas muito fortes que obrigam os sedimentos a espalharem-se, perpendicularmente, à desembocadura do rio, mas em direcções opostas. Um outro delta em crescentes muito conhecido é o delta do Tibre (Itália), o qual começou a formar-se entre 13 000 e 7 000 anos a.C., quando o vale fluvial e profundo (vale cavado), que o rio cavou durante a glaciação Wurmiana (*) (caracterizada por ter produzido uma importante descida do nível do mar absoluto ou eustático, pelo menos no hemisfério Norte), foi, parcialmente, inundado pelos acréscimos da subidas do nível do absoluto induzidas pelo degelo. Inicialmente, durante as ingressões marinhas, o delta era de fundo de baía e a sua geometria, globalmente, retrogradante. Cerca de 8000 a.C., o delta começou a progradar em direcção do mar (regressão sedimentar) e transformou-se, pouco a pouco, à cerca de 6 000 a.C., num delta em crescentes (ou em ponta), principalmente, devido a acção das vagas. A interacção entre a subida do nível do mar induzida pela fusão das calotas glaciárias, transporte terrígeno e energia das ondas, explica a evolução da região do Tibre durante os últimos 18000 anos. Vários tipo de delta se podem considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta digitado ; (viii) Delta de enchente ; (ix) Delta fechado ; (x) Delta tipo Gilbert ; (xi) Delta de lava ; (xii) Delta lobado ; (xiii) Delta de maré ; (xiv) Delta submarino ; (xv) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

(*) Último período glaciário, também conhecido como Idade do Gelo, Glaciação Wisconsin, Glaciação Würm, Wurmiano ou Laurenciano, é a designação dada ao último episódio de glaciação da Terra registado durante a presente idade geológica. Teve lugar durante a última parte do Pleistocénico, entre 110 ky a 10 ky antes do Presente e é a mais conhecida das glaciações recentes. Este período frio foi seguido por outro aquecimento que continua hoje e durante o qual os glaciares estão adelgaçando. Todavia, mesmo no Holocénico houve variações da temperatura e da espessura do gelo, como o sugere a Pequena Idade do Gelo, entre os séculos XIII e XIX. O Holocénico é considerado, pela maioria dos geocientistas com um período interglaciário dentro de uma grande idade glaciar, um vez que os pólos e as altas da montanha ainda, estão cobertos de gelo. Contudo pode dizer-se que desde o fim da Pequena Idade do Gelo, que remonta quase a 150 anos, o adelgaçamento dos glaciares é quase contínuo. Eles perderam cerca de um terço do seu volume total o que significa que a espessura média diminuiu de 30 cm/ano ao longo deste período.

Delta Digitado.......................................................................................................................................................................Finger Delta, Digitated Delta

Delta digité / Delta digitado / fingert Delta / 手指三角洲 / Пальчатая дельта / Delta dita /

Quando a planície do delta se estende por vários lobos estreitos e compridos em forma de dedos ou com uma morfologia semelhante à de uma pata de ave.

Ver: " Delta ”
&
" Delta em Crescentes "
&
" Planície Deltaica "

Figura 230 (Delta Digitado, em pata de ave) - O edifício deltaico do Mississipi é um exemplo típico de delta digitado. O delta, propriamente dito, foi construído, principalmente, pelo aluvião depositado pelo rio quando este perdia competência ao entrar no Golfo do México. O edifício deltaico do Mississipi, corresponde a uma sobreposição progradante de um grande número de deltas de espessura média entre 30-50 m, da mesma maneira, que um arranha-céu (edifício deltaico) é uma sobreposição de andares (deltas) de, mais ou menos, 2,4 m de altura. Assim, não se deve confundir um talude deltaico, ou seja o talude de um delta, com o talude continental, o qual, no caso de um edifício deltaico, pode corresponder, mais ou menos, à sobreposição de vários taludes deltaicos. Isto é, o caso quando, dentro de um ciclo sequência, a bacia não tem plataforma, ou seja, quando o prisma de baixo nível, por exemplo, é constituído por uma sobreposição de deltas, Nestas condições, a linha da costa corresponde, mais ou menos, à ruptura continental que funciona como rebordo da bacia. Da mesma maneira, durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de alto nível, o talude continental pode ser o resultados da construção de um edifício deltaico. Um outro caso, no qual o talude continental pode ser o resultado de uma acumulação, mais ou menos, vertical de de pequenos taludes deltaicos, é a sobreposição de uma série de ciclos sequência incompletos formados simplesmente por prismas de nível baixo ou alto do mar. Neste caso, também se pode dizer que, colectivamente, o talude continental corresponde à sobreposição, mais ou menos, progradante de taludes deltaicos, uma vez que no topo do talude continental, que pode ter centenas a milhares de metros, se localiza um talude deltaico de algumas dezenas de metros de altura. Os deltas que formam o edifício deltaico do Mississipi desenvolveram-se numa área caracterizada por: (i) Uma acção das ondas de tal maneira fraca, que a quantidade de areia, que é transportada para a praia é inferior à areia dispersa no offshore pelas tempestades ; (ii) Uma diferença entre a maré baixa e maré alta de cerca de 30 cm, que todavia é suficiente para ter um papel importante na sedimentação, uma vez que o gradiente do delta é muito pequeno ; (iii) Uma forte subsidência, induzida pela compactação dos sedimentos recentes, a qual é cerca de 30-60 cm por 100 anos. Os processos de sedimentação recentes, ou seja, desde há 7 000 / 5 000 anos, deslocaram a linha da costa para jusante, entre 30 e 80 km (*). Várias vezes, mais ou menos, todos os 1 000 anos, a corrente principal mudou de leito criando diferentes conjuntos de lóbulos deltaicos. Cada conjunto parece ter sido iniciado pela captura gradual da corrente principal por um dos seus distributivos (**). Durante a construção do edifício deltaico, seis lóbulos principais foram postos em evidência: (a) Maringoiun ; (b) Teche ; (c) St. Bernardo ; (d) Lafourche ; (e) Achafalaya e (vi) O lóbulo actual. O deslocamento lateral destes lobos, provavelmente, associado a um efeito de pêndulo, criou, localmente, episódios transgressivos, que não devem ser confundidos com os dois episódios transgressivos globais, criados nesta área, pela glacioeustasia: (1) Ingressão Salobra, quando os lagos, baías e lagunas cobriram os sedimentos aluviais da planície deltaica e (2) Ingressão Marinha, quando a pré-praia dos cordões litorais avançou para o continente. A primeira fez-se, praticamente, sem ravinamento, o qual, na ingressão marinha é importante. Quando o nível do mar relativo sobe a linha da costa é deslocada para o continente. É o que os geocientistas chamam ingressão marinha. Todavia, um a ingressão marinha pode ser em aceleração ou desaceleração. Quando o nível do mar sobe aceleração, colectivamente, ou seja, com as regressões sedimentares associadas, a linha da costa desloca-se para o continente: é o que os geocientistas se chamam transgressões sedimentares. Efectivamente, um conjunto de ingressões marinhas cada vez maiores e regressões sedimentares cada vez mais pequenas associadas, globalmente criam uma geometria retrogradante, que foram, colectivamente, chamadas transgressões por C. Emiliani (1992). O termo transgressão para designar o deslocamento dos depósitos costeiros para o continente é inapropriado, uma vez que, isoladamente, todos os paraciclos sequência progradam para o mar. Não há sedimentos (clásticos), não remobilizados, que venham do mar.

(*) Um deslocamento da linha da costa para o mar corresponde, geralmente, ao que os geocientistas chamam uma regressão sedimentar quando, ao nível hierárquico de um ciclo sequência, ela é o resultado da progradação gradual dos biséis de agradação costeiros para o mar durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada ingressão marinha em desaceleração (ingressão marinha mais pequena do que a precedente).

(**) A captura de uma corrente fluvial é um fenómeno hidrográfico em que a erosão remontante de um rio abre uma brecha no leito de outra corrente em geral, mais ou menos, perpendicular, capturando as suas águas, deixando-a sem caudal. Diferentes tipos de captura foram propostos por Christofoletti (1975): (i) Por absorção ; (ii) Por recuo das cabeceiras ; (iii) Por aplanamento lateral ; (iv) Por transbordamento ; (v) Por erosão subterrânea.

Delta de Enchente, Delta de maré............................................................................................................................................................................Flow delta

Delta de Flôt, Delta de marée / Delta de inundación / Flutdelta / 流三角 / Дельта потока / Delta del flusso, Delta alta marea /

Pequeno delta formado no lado interior das aberturas das lagunas ou praias barreira devido à corrente enchente das marés. O delta que se forma no lado exterior é o delta de vazante.

Voir: " Delta ”
&
" Delta de Maré "
&
" Delta de Vazante "

Figura 231 (Delta de Enchente) - No modelo geológico de um delta de enchente, ilustrado nesta figura, reconhecem-se: (A) os cordões litorais ou restingas (estruturas costeiras construídas pela acção combinada do transporte de materiais pelos grandes rios e pelo mar), que substituem os contornos da costa e nos quais se podem identificar : a praia ; as dunas e os depósitos de transbordo ; (B) O canal de maré, que individualiza dois cordões litorais ; (C) O delta de enchente ; (D) O delta da vazante ; (E) A planície de maré ; (F) O pântano e (G) Um canal de maré secundário. Ao longo dos cordões litorais, que são formas de acumulação de areia e calhaus, que se desenvolvem na antepraia (zona litoral, geralmente seca e, relativamente, estreita entre a linha mais alta das marés equinociais, que forma o limite inferior e a parte superior da zona de processos costeiros, isto é, a base da falésia), devido à acumulação de sedimentos pelas ondas, em associação com as marés, podem formar-se conjuntos de pequenos deltas subaquáticos, que se formam em posição simétrica, nas aberturas das lagunas ou estreitos. Os deltas, que se formam no lado interior são os deltas de enchente, como os ilustrados nesta fotografia. Os deltas, que se desenvolvem para o exterior e que, em geral, são de menores dimensões e mais irregulares (devida a ondulação das ondas) são os deltas de vazante. A presença e tamanho destas deltas são determinadas por vários factores: (i) Acarreio sedimentar (quantidade de partículas sólidas transportada, em geral, por uma combinação da força da gravidade e/ou escoamento de um fluído, para os ambientes de deposição) ; (ii) Interacção entre as ondas e marés e (iii) Fluxo das correntes durante um ciclo de maré. Estes deltas formam uma grande parte dos corpos de areia, que constituem as costas do Atlântico e do Golfo do México. Ao longo da costa dos Estados Unidos, por exemplo, os deltas de enchente têm, geralmente, uma fácies arenosa e, normalmente, desenvolvem-se com duas morfologias diferentes e muito características: (a) Em forma de leque (em geral em grupos) e (b) Em forma de ferradura, com a parte aberta voltada para o mar. Os deltas de enchente em leque encontram-se, sobretudo, nas áreas onde a diferença entre as marés (coeficiente de maré (*)) não ultrapassa 1,5 metros. Os coeficientes de marés são os mesmos para toda a Terra, mas eles afectam de maneira muito diferente à amplitude das marés em função do lugar considerado. Esta variação de amplitude é, praticamente, nula, nos mares fechados (**), salvo se há ressonâncias locais, fraca no meio dos oceanos, mas ela amplifica-se muito ao propagar-se até as costas continentais. Além disso, a amplitude das marés varia espacial e temporalmente. Existem marés de fraca intensidade (dezenas de centímetros) próximo do equador, enquanto que noutros locais ela pode ultrapassar 10 metros (17 m na Baía de Fundy, no Canadá, e 15,5 m na Baía do Monte de Saint-Michel, em França). O coeficiente e como consequência a amplitude das marés seguem as fases da lua com suaves desníveis nos quartos minguante e crescente e grandes desníveis no momento da lua nova e da lua cheia. As diferenças de amplitude entre marés baixas e altas mostram grandes contrastes. Em Saint Malo (França) a diferença de nível entra a preiamar e a baixamar diminui até três metros em períodos de marés baixas e atinge treze metros em período de marés altas. Os depósitos associados com os delta de enchente são, tipicamente, inframareais e o fluxo das marés passa para a frente e para trás e, também, por cima do delta, praticamente, sem o influenciar. Este tipo de delta de enchente tem, em geral 1-2 metros de espessura. A lama que o forma é, tipicamente, uma combinação de minerais argilosos e partículas orgânicas finas. Os deltas de enchente em forma de ferradura encontram-se, sempre nas áreas onde a diferença entre as marés é superior a 1,5 metros. Os depósitos arenosos associados são modelados pela combinação das correntes de maré, o que não é o caso dos deltas de enchente em leque. Quando a maré desce, as correntes descendentes são desviadas à volta das acumulações de areia, emergindo o delta. Este tipo de deltas pode conter centenas de milhares de metros cúbicos de sedimentos.

(*) O coeficiente de maré é um número sem dimensões que varia entre 0,2 e 1,2. Ele é normalmente exprimido centésimos ou seja 20 (maré de água morta extraordinária, quando a Terra, a Lua e o Sol estão em quadratura) 120 (maré de água viva extraordinária devida à atracção da Lua e do Sol, cujas influências se combinam de maneira extremamente variável de um dia para o outro).

(**) Mar e oceano não são sinónimos, não só porque a extensão territorial não é a mesma (os oceanos ocupam grandes extensões que delimitam continentes, enquanto os mares são mais menores e são delimitados pelos continentes sobretudo as sua entradas), mas também porque a profundidade é diferente (os oceanos têm milhares de metros de profundidade, enquanto que os mares têm profundidade da ordem das centenas de metros.

Delta Fechado....................................................................................................................................................................................................................................Closed Delta

Delta fermé / Delta cerrado / Haffdelta / 封闭三角洲 / Закрытая дельта / Delta chiuso /

Quando a acumulação dos sedimentos, induzida pelas correntes marinhas, é muito activa e as aberturas do delta se fecham obrigando os distributivos principais a inverterem o sentido da corrente e, por vezes, a fecharem-se, o que cria uma linha da costa quase rectilínea.

Ver:" Delta ”
&
" Planície Deltaica "
&
" Delta Atrofiado "

O delta do rio Senegal é um dos exemplos típicos de delta fechado. Durante a última grande transgressão marinha, Figura 232 (Delta fechado) - Galloway introduziu um esquema de classificação os deltas, onde três tipos principais são diferenciados de acordo com as forças dominantes no processo de formação: (i) Deltas dominados pelos rios ; (ii) Deltas dominados pelas ondas e (iii) Deltas dominados pelas marés. Assim, por exemplo, o delta do rio Mississippi é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo rio, enquanto que o delta d rio Tonogawa (Japão) ou o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividade das onda do mar e o delta do rio Fly (segundo mais longo rio da Papua-Nova Guiné que desaguar no mar de Coral), assim como o delta da Mahakam (Indonésia) é dominado pela acção das marés e correntes de maré. Este sistema de classificação simples foi, mais tarde, estendido para incluir o tamanho de grão e outros efeitos. O rio Senegal, começa, praticamente, na cidade de Bafoulabé, no Mali, depois da confluência do rio Bafing e do rio Bakoye, que descem do maciço montanhoso guineano. A partir de Bafoulabé, o rio Senegal corre para o noroeste através da garganta de Talari e das cataratas de Gouina. Depois de receber as águas dos rios Kolinbine e Karakoro, a corrente é mais suave até Bakel, onde recebe o principal de seus afluentes, ou seja, o rio Faleme. Depois, o rio Senegal continua através das terras semi-áridas do norte do país, passa através de Rosso e ao aproximar-se da desembocadura, em torno da ilha onde está localizada a cidade de Saint Louis (a segunda cidade do Senegal), orienta-se para o sul, onde ele está separado do oceano Atlântico por uma faixa delgada de areia, de cerca 15 km de comprimento (a Língua da Barbaria), antes que possa desaguar no oceano. O delta do rio Senegal é um dos exemplos típicos de delta fechado. Durante a última grande ingressão marinha, que ocorreu como resultado do degelo das últimas glaciações, o actual delta do rio Senegal, ilustrado nesta figura, era uma grande baía marinha (porção de mar rodeada por terra ou seja uma reentrância da costa litorânea por onde o mar avança para o interior do continente) com mais de 50 km de largura (na embocadura do rio). Ela invadia o continente até cerca de 100 km a Oeste da linha da costa actual. À medida que o nível do mar relativo (nível do mar, local, e referenciado quer a base dos sedimentos quer ao fundo do mar) desceu, os sedimentos transportados pelo rio acumularam-se preenchendo canais ou depositaram-se nas planícies de inundação formando barras de areia (ilhas), mais ou menos, importantes. Sob a influência de uma acção das ondas muito forte e de uma corrente de deriva de praia importante (corrente longitudinal, que se forma 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), formou-se uma barra litoral da areia que evoluiu numa duna litoral e, que fechou, pouco a pouco, a baía. A montante desta barra formou-se uma planície de inundação, mais baixa que o nível do mar (cerca de 1,4 m mais baixa), na qual se formou um depocentro (zona de uma bacia sedimentar sedimentar na qual uma determinada unidade estratigráfica atinge uma espessura máxima) salífero, mal drenado, na qual se formaram várias dunas. As depressões na planície de inundação encontram-se, muitas vezes, debaixo do nível do mar, sobretudo quando a superfície dos sedimentos salgados, que perdem coesão durante a estação seca é, pouco a pouco, erodida pelo vento. Estas depressões retêm uma certa quantidade de água (durante vários meses) mesmo depois, que o escoamento das correntes tenha parado (em não importa que sentido). A foz das correntes (principal e secundárias) variou em função do equilíbrio entre o escoamento dos rios e as forças oceânicas. Pode dizer-se, que este tipo de delta forma-se quando a acção das correntes marinhas é tão forte que os cordões litorais que se depositam, pouco a pouco, e fecham, parcialmente ou totalmente, a embocadura do rio principal e distributivos, o que dá uma a geometria quase rectilínea à linha da costa, o que obriga, por vezes, os distributivos a inverter o sentido do escoamento. Os outros tipos de delta que podem ser considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa são: (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta em crescentes ; (viii) Delta digitado ; (ix) Delta de enchente; (x) Delta Tipo Gilbert ; (xi) Delta de lava ; (xii) Delta lobado ; (xiii) Delta de maré ; (xiv) Delta submarino ; (xv) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

(*) Em português as correntes da ressaca ou correntes da rebentação sã as correntes da transformação da onda de oscilação em onda de translação ao rebentar (de Albergaria Moreira, M. L., 1984)

Delta de Lava.............................................................................................................................................................................................................................................Lava Delta

Delta de lave / Delta de lava / Delta de lava / 熔岩三角洲 / Лавовая дельта / Delta di lava /

Delta semelhante ao delta de um rio que se forma quando fluxos significativos de lava subaérea (escoadas vulcânicas) entram em corpos de água estagnada ou não. A lava, ao encontrar na água resfria-se, rompe-se e solidifica-se, preenchendo a topografia do fundo do mar construindo, assim, um corpo rochoso, mais ou menos, progradante (delta de lava).

Ver : "Cronologia Da Tefra"

Delta Lobado................................................................................................................................................................................................................................Lobated Delta

Delta lobé / Delta lobado / gelappt Delta / 叶状三角洲 / Лопастная дельта / Delta lobate /

Quando a planície deltaica tem uma geometria convexa par o mar. Este tipo de delta pode ser mono ou multilobado..

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

Figura 233 (Delta Lobado) - Tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, os geocientistas, como Galloway, classificaram os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são, muitas vezes, referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississippi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde, imediatamente, a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas dominados pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco (Brasil) são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly (Papua-Nova Guiné) é dominado pela acção das marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios podem ter uma geometria alongada ou lobular. Os deltas lobados, como o delta do Yukon, têm, em geral, muitos distributivos (corrente que se escoa para fora do canal principal do rio), alguns dos quais podem ser inactivos durante um certo tempo. As baías entre os distributivos são muito pequenas ou podem mesmo não existir. Ao contrário, pântanos e turfeiras (jazigos de turfa, que é o combustível formado por matérias vegetais, mais ou menos, carbonizadas) existem, quase sempre, entre os canais. A areia é depositada na embocadura dos distributivos, à volta da frente de delta, o que cria um corpo arenoso planar, mais ou menos contínuo, o qual, a jusante, passa a um cordão siltoso e depois aos argilitos do prodelta. A progradação (deslocamento para o mar e, em geral, para cima, isto é com agradação) dos biséis de agradação costeiros de um delta lobado é, relativamente, lenta. Este tipo de delta era, predominante, no antigo delta do Mississipi, com frentes de delta arenosos e bastante espessos (20-30 m). Depois de um período, mais ou menos, longo de crescimento, a corrente principal do Mississipi, desviou-se, lateralmente, e criou um outro delta lobado. Este efeito de pêndulo permitiu a formação de vários lóbulos deltaicos até cerca de 1 500 anos a.C., quando o moderno delta, em pata de ave, começou a formar-se. A progradação e sobretudo a enorme espessura do delta do Mississipi moderno foi possível devido à forte subsidência criada pela compactação dos sedimentos (redução de volume ou espessura dos sedimentos, em geral de grão fino, devido ao aumento da carga sedimentar ou das pressões tectónicas), que provocou, várias vezes, a inundação do delta pelas águas marinhas. Um grande número de intervalos sedimentares granocrescentes, para cima, se formam pelo crescimento e abandono sucessivos dos deltas lobados. Esta fotografia, ilustra a geometria lobular do delta de Yukon, no Alasca (EUA), que é um dos maiores deltas do mundo. Ele desenvolveu-se onde os rios Yukon e Kuskokwima (ou Kusko, ao sul do Yukon) se descarregam no frígido mar de Bering na costa ocidental do estado de Alaska. Com cerca de 129 500 km2 de tamanho, o delta de Yukon é um dos deltas os maiores no mundo. É maior do que o delta do Mississippi e comparável ao tamanho a todo o estado de Louisiana dos Estados Unidos. A geometria do delta sugere, que a influência do aporte terrígeno do rio é predominante, embora, o clima árctico jogue um papel importante na construção e geometria lobular do delta. Os outros tipos de delta que podem ser considerados, função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa, são : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta em crescentes ; (viii) Delta digitado ; (ix) Delta de enchente; (x) Delta fechado ; (xi) Delta tipo Gilbert ; (xii) Delta de lava ; (xiii) Delta da Enchente; (xiv) Delta de maré ; (xv) Delta submarino ; (xvi) Delta de tempestade ; (xvii) Delta das vagas ; (xviii) Desta de vazante.

Delta de Maré (Delta de Enchente)..........................................................................................................................................................................Tidal Delta

Delta de marée / Delta de marea / Flutdelta / 潮汐三角洲 / Приливно-отливная дельта / Delta di marea /

Delta formado nas aberturas das lagunas, praias barreira ou cordões litorais devido à circulação das correntes de maré. Há dois tipos de delta de maré: (i) Delta de Enchente, que se forma no lado interior (voltado para a laguna) e (ii) Delta de Vazante, que se forma no lado exterior (lado do mar).

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

Neste exemplo da costa portuguesa, actualmente, reconhece-se um delta criado pela corrente de um rio. Contudo, antes que a corrente de deriva Figura 234 (Delta de Maré) - Os geocientistas, como Galloway, tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, classificaram os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississippi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré. Neste exemplo (costa portuguesa), actualmente, reconhece-se um delta criado pela corrente de um rio. Todavia, antes que a corrente de deriva litoral (corrente longitudinal, que se forma 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) tivesse construído a barreira da ria (cordão litoral), o material depositado era largamente dominado e controlado pelas correntes de maré. À medida que a corrente de deriva litoral construía o cordão litoral, o efeito das correntes de maré era cada vez menos predominante e o delta de vazante (forma-se no lado exterior, ou seja, voltado para o mar das aberturas das lagunas ou nas enseadas de maré) foi, pouco a pouco, erodido. A partir do momento em que o cordão litoral isolou, completamente, a ria, o delta de vazante foi totalmente erodido e a acção das corrente de maré tornou-se insignificante. A partir desse momento, começou a construir-se um delta fluvial que, em grande parte, remobilizou e substituiu o delta de enchente. Os antigos delta de maré transformaram-se num delta fluvial. A presença de deltas de maré, assim com as suas forma e dimensões, dependem, fundamentalmente, de três factores principais: (i) Acarreio sedimentar ; (ii) Interacção das Ondas e Processos de Maré e (iii) Fluxo das Marés durante o ciclo de maré. Actualmente, como, provavelmente, antes da construção do cordão litoral, a direcção das ondas do mar é oblíqua à linha da costa. Neste caso, quando as ondas rebentam, produz-se uma corrente de afluxo (em direcção da praia), que se desloca perpendicularmente à linha de crista das ondas. Desde que a onda de afluxo perde energia, ela inverte o seu sentido, e começa a escoa-se para o mar (corrente de refluxo) segundo a direcção da linha de maior declive da praia. O resultado é, que a interacção das correntes da ressaca (afluxo e refluxo) induz a formação de uma corrente em ziguezague ou corrente de deriva litoral, que vai depositar os sedimentos, que elas erodiram nas áreas de menor energia), construindo um cordão litoral de maneira que a linha da costa seja o mais rectilíneo possível. Além dos deltas de maré, os outros tipos de delta que podem ser considerados em função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta em crescentes ; (viii) Delta digitado ; (ix) Delta de enchente; (x) Delta fechado ; (xi) Delta tipo Gilbert ; (xii) Delta de lava ; (xiii) Delta lobado ; (xiv) Delta submarino ; (xv) Delta de tempestade ; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

Delta Submarino.......................................................................................................................................................................................................Submarine Delta

Delta sous-marin / Delta submarino / Submarin delta / 水下三角洲 / Подводная дельта / Delta sottomarino /

Quando o cone de dejecção é submarino, de fraco declive e se forma na parte externa dos estuários, o que o individualiza dos cones submarinos de talude ou de bacia (turbiditos). Este tipo de delta é, em geral, o resultado da submersão de um delta, mais ou menos, evoluído.

Ver: " Delta ”
&
" Cone de Dejecção Submarino"
&
" Prisma de Nível Baixo"

Figura 235 (Delta Submarino) - Um delta ou leque submarino é uma acumulação de sedimentos terrígenos no fundo do mar com o ápice na desembocadura de um desfiladeiro inciso no talude continental. Os canhões submarinos têm leitos íngremes com paredes altas ao longo dos quais os sedimentos são transportados por correntes turbidíticas para as partes funda do mar. Na base dos canhões, a ruptura de pente e o confinamento diminuem a velocidade das correntes e os sedimentos começam a depositar-se. As partículas mais finas depositam-se desde que as correntes começam a desacelerar. Deste modo, os sedimentos de um delta submarino consistem, basicamente, de camadas sucessivas de material gresoargiloso, cada uma das quais, é estratodecrescente para cima. Vales submarinos de baixo relevo e diques marginais naturais, muito frequentes nestes sistemas de deposição, ramificam-se para fora e para baixo em canais distributivos, que distribuem os sedimentos ao longo de todo o delta, uma vez que eles migram lateralmente, da mesma forma que os distributários do delta de um rio. Este mapa ilustra um antigo delta submarino no Mar Negro, que, provavelmente, se formou durante a última grande glaciação. Quando o nível do mar absoluto ou eustático desceu devido a formação dos grandes glaciares e calotas glaciárias, o Mar Negro deixou de estar em comunicação com o Mediterrâneo e transformou-se num grande lago. A descida do nível do mar absoluto rompeu o perfil de equilíbrio provisório dos rios, uma vez que as desembocaduras dos rios se deslocaram para jusante e para baixo. Os rios foram obrigados a erodir os seus leitos para restabelecer os perfis de equilíbrio provisórios, o que aumentou o acarreio sedimentar. Nestas condições de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), as margens do lago eram abruptas e a lâmina de água diminuiu rapidamente (a maior parte dos ciclos sequência não tinham plataforma continental). Desde que o rios entraram no lago, as correntes perderam a capacidade de transportar e os sedimentos depositaram-se na parte superior do talude continental formando um delta submarino. A geometria dos distributivos, na parte superior, sugere a presença de vários lóbulos e, também, que eles se depositaram de maneira pendular. Um lóbulo deltaico cresce durante um certo tempo, mas a determinada altura, quando a acomodação é insuficiente, ele é abandonado e outro lóbulo começa a formar-se (lateralmente), onde há mais espaço disponível para os sedimentos. Quando o nível do mar eustático ou absoluto subiu, em consequência do degelo, a comunicação com o Mediterrâneo restabeleceu-se. O acarreio sedimentar diminuiu, fortemente. A ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição foi deslocada dezenas de quilómetros para montante, o que pôs o delta sob uma grande profundidade de água, ou seja, o delta transformou-se num delta submarino localizado numa bacia subalimentada de sedimentos. Segundo Galloway, tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, classificaram os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário, e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississippi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas delta dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré.

Delta de Tempestade............................................................................................................................................................Storm Delta, Wave Delta

Delta de tempête / Delta de tempestad / Sturmdelta / 风暴三角洲 / Дельта, образованная волнами при шторме / Delta di tempesta /

Delta de dimensões, relativamente, pequenas formado na parte interna (a montante) das aberturas das lagunas, barras ou barreiras, devido a acumulação de materiais transportados pelas ondas de tempestade. Sinónimo de Delta das Ondas.

Ver:" Delta ”
&
" Delta das Vagas "
&
" Acção das Vagas (mar muito agitado) "

Figura 236 (Delta de Tempestade) - Esta fotografia, que corrobora, perfeitamente, o modelo geológico, ilustrado no esquema, mostra dois pequenos deltas de tempestade, que, como o seu nome sugere, foram formados durante uma tempestade ou durante as marés equinociais. Certos geocientistas chamam, também, a este tipo de delta, delta das ondas. Efectivamente, no modelo geológico de um delta de tempestade, reconhece : (i) O oceano com vagas paralelas à linha da costa ; (ii) Um cordão litoral com a praia e dunas frontais ; (iii) As aberturas ou passagens do cordão litoral ; (iv) A planície intertidal, na qual se depositam os deltas de tempestade e (v) A laguna. Na fotografia vê-se muito bem que as ondas do mar se propagam, perpendicularmente, a um cordão litoral (ou ilha barreira), o qual marca o limite externo de uma laguna. Nestas condições, isto é, quando as direcção das ondas (linha das cristas) é, mais ou menos, paralela à linha da costa, é pouco provável, que uma corrente de deriva de praia ou corrente em ziguezague significativa (corrente longitudinal, que se forma nas praias, fora da área de rebentação, atingida pelas correntes de ressaca, em consequência da acumulação da água e sedimentos das correntes de afluxo e refluxo, quando a rebentação é obliqua à costa) exista nesta área. No lado interno do cordão litoral, onde, provavelmente, existia uma antiga barra (uma entrada para a laguna), notam-se, pelo menos, dois deltas de tempestade recentes, que se formaram por galgamento (transbordamento) das ondas, durante um período em que a altura das vagas era muito grande, como durante as tempestades, ciclones ou tsunamis. É muito provável, que a área onde certas habitações foram construída (sector esquerdo da fotografia) que corresponda, igualmente, a um antigo delta de tempestade. A evolução e características sedimentológicas dos depósitos de transbordamento associados com o ciclone Ivan (Florida, 2004) podem ser aplicadas, de maneira geral, a todos os deltas de tempestade. Assim: (i) A primeira resposta a um transbordo das ondas do mar sobre um cordão litoral é uma erosão importante da pré-praia, praia e dunas ; (ii) Os sedimentos erodidos são transportados e redistribuídos, sobretudo, no lado interno do cordão litoral ; (iii) Na praia, os depósitos são limitados por uma superfície basal de erosão e inclinam para o mar ; (iv) Na parte interior do cordão litoral, a presença, de vegetação debaixo dos depósitos por transbordamento (ou galgamento), sugere pouca ou nenhuma erosão antes da deposição atrás da duna frontal ; (v) Na plataforma da laguna (área junto ao cordão litoral), os depósitos têm uma estratificação horizontal ou sub-horizontal ; (vi) À medida que a lâmina de água aumenta, os depósitos são mais espessos e caracterizados por progradações sigmóides em direcção da parte mais profunda da laguna. Segundo Galloway, tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, classificaram os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário, e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississippi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas dominados pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré.

Delta Tipo-Gilbert..............................................................................................................................................................................................................Gilbert Delta

Delta type-Gilbert / Delta tipo Gilbert / Gilbert Typ Delta / 吉尔伯特型三角洲 / Дельта Гильбертова типа / Delta tipo-Gilbert /

Corpo geológico progradante formado por sedimentos aluviais, de origem glaciar ou não, que se depositam, directamente, no mar (ou num lago), quando a linha da costa (equivalente, mais ou menos, à ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) está situada perto da linha de baía (limite, rio acima, do prisma costeiro de Posamentier e Vail). Certos geocientistas chamam estes depósitos Delta ou Leque Aluvial.

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

Figura 237 (Delta Tipo Gilbert) - Os deltas glaciários do Maine (EUA), quer os marinhos, quer os lacustres, são os mais característicos deltas do tipo Gilbert. Eles foram descritos, pela primeira vez no fim do século XIX, por G. K. Gilbert dos Serviços Geológicos dos EUA. Estes deltas são compostos por material muito grosseiro e exibem progradações muito inclinadas, praticamente, sem camadas superiores e inferiores, como ilustrado nesta figura. Todavia, em muitos deltas de tipo Gilbert descritos na bibliografia, eles são constituído, como qualquer outro tipo de delta, pelos três componentes estratigráficos típicos, embora, por vezes eles sejam mal marcados e, por vezes mal visíveis: (i) Camadas Superiores, que podem ser, altamente retrabalhadas, pelas ondas, são constituídas por areia grossa e cascalho com estratificação planar e entrecruzada ; (ii) Camadas Inclinadas, que podem ter inclinações superiores a 20-30°, são formadas por sedimentos grosseiros, com deslizamentos muito frequentes e outras estruturas associadas a escoamentos detríticos e (iii) Camadas Inferiores, sub-horizontais, são constituídas por sedimentos finos, com estruturas geradas, tipicamente, por correntes de turbidez, como os turboglifos. Os turboglifos ou marcas em caneluras são cavadas em sedimentos argilosos e preenchidos pelos sedimentos da camada sobrejacente. A concavidade das caneluras indica o topo da camada. O alongamento dos turboglifos dá a direcção do fluxo e a extremidade cónica aponta o sentido, costa abaixo, do escoamento. É a forte inclinação das camadas inclinadas e a granulometria, que individualiza os deltas de tipo Gilbert dos deltas lamacentos, como, o delta do Mississipi ou o delta de Yukon. A inclinação das camadas inclinadas de um delta do edifício deltaico do Mississipi (não confundir delta e edifício deltaico) é muito pequena, o que quer dizer, que numa linha sísmica convencional, as camadas inclinadas não se podem, praticamente, identificar. A sua espessura é quase sempre inferior a resolução das linha sísmica. Quando um geocientista encarregado da interpretação das linhas sísmicas, diz, que numa determinada linha, existe um delta, uma vez que ele reconheceu progradações deltaicas (camadas inclinadas ou frontais), o mais provável, é que ele esteja a interpretar um talude continental como um prodelta (talude do delta) e, que ele está a confundir um delta com um edifício deltaico ou, então, o delta é, certamente, de tipo Gilbert, sobretudo, se a espessura do intervalo progradante é da ordem dos 100-200 milissegundos (tempo duplo). A espessura de um delta típico e em particular de um delta dominado pelo acarreio terrígeno de um rio, quase nunca ultrapassa 30-60 m. Ao contrário, a espessura de um edifício deltaico, o qual corresponde a uma sobreposição de deltas, pode atingir uma espessura de vários quilómetros. Tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, Galloway classificou os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário, e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississipi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas delta dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré.

Delta das Vagas (Delta de Tempestade, Delta das Ondas).....................................................Wave Delta, Storm Delta

Delta des vagues / Delta de tempestad, Delta de olas / Sturmdelta, Wave- Delta / 波三角洲 / Дельта, образованная волнами / Delta di onde /

Delta de dimensões, relativamente, pequenas formado na parte interna (a montante) das abertura das lagunas, barras ou barreiras, devido a acumulação de materiais transportados pelas ondas de tempestade. Sinónimo de Delta de Tempestade.

Ver: " Delta ”
&
" Delta de Enchente "
&
" Acção das Vagas (mar muito agitado) "

Figura 238 (Delta das Vagas) - Certos geocientistas chamam ao delta das vagas, delta de tempestade. No modelo geológico de um delta das vagas (ou das ondas), reconhece : (i) O oceano com vagas, quase, perpendiculares à linha da costa ; (ii) Um cordão litoral ; (iii) As aberturas ou passagens no cordão litoral ; (iv) A planície intertidal, na qual se depositam os deltas das vagas e (v) A laguna. Nesta fotografia, vários pequenos deltas das ondas são visíveis (assinalados pelas flechas vermelhas). Tendo em linha de conta que estes deltas se localizam na planície intertidal (entre a laguna e os cordões litorais), a génese destes deltas é fácil de adivinhar, uma vez que os leques deltaicos estão depositados a montante da parte externa das abertura dos cordões litorais (canais de maré), em direcção da laguna. Assim, pode dizer-se que durante as tempestades e marés equinociais (marés que ocorrem durante as sizígias, isto é, durante a lua nova e cheia, perto dos equinócios), as ondas transbordam (utilizando, de preferência, os canais de maré) a ilha barreira (ou cordão litoral) e depositam no outro lado (da laguna) os sedimentos, que elas transportam e os que foram erodidos durante o transbordo (como ilustrado no esquema da parte superior desta figura). O lugar mais fácil para que este deltas se formem é onde o cordão litoral é mais estreito e, particularmente, nas enseadas de maré, que separam os cordões litorais. Na grande maioria dos casos, os cordões litorais são depositados em cadeias, mais ou menos, longas onde cada um deles é limitado entre duas barras (entradas por onde se pode navegar), que marcam, grosseiramente, as enseadas de maré. Um transbordo das ondas do mar sobre o cordão litoral provoca, acima de tudo, uma erosão importante da pré-praia, praia e dunas. Os sedimentos assim libertados são transportados e redistribuídos, sobretudo, no lado interno do cordão litoral (lado da laguna). Na praia, os depósitos de transbordo são limitados por uma superfície basal de erosão, que inclina para o mar. Na parte interior do cordão litoral, a presença, de restos de vegetação debaixo dos depósitos por transbordamento ou galgamento (em referência aos galgos, que contrariamente aos outros cães tem tempo de relaxamento no ar durante a corrida), indica muito pouca ou nenhuma erosão antes da deposição atrás da duna frontal. Na frente da laguna, que certos geocientistas chamam a plataforma externa da laguna (junto ao cordão litoral), onde a profundidade de água é muito pequena, os depósitos por galgamento acumulam-se, mais ou menos, horizontalmente, uma vez que eles têm uma estratificação horizontal ou sub-horizontal. À medida que a lâmina de água aumenta, os depósitos de transbordo são mais espessos e caracterizados por progradações sigmóides (em S invertido), orientadas em direcção da parte mais profunda da laguna. Tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, Galloway classificou os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário, e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississipi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas delta dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré.

Delta de Vazante...................................................................................................................................................................................................................................Ebb Delta

Delta de Jusant / Delta de reflujo / Ebbedelta / 大浪淘沙三角洲 / Отливная дельта / Delta di riflusso /

Um dos dois deltas de maré. O delta de vazante é o mais pequeno e forma-se no lado exterior (voltado para o mar) das aberturas das lagunas ou nas enseadas de maré. O delta que se forma no lado interior é o delta de enchente, que, em geral, é mais bem desenvolvido e menos irregular que o delta de vazante.

Ver: " Delta ”
&
" Delta de Maré "
&
" Delta de Enchente "

Figura 239 (Delta de Vazante) - No modelo geológico de um delta de vazante, ilustrado nesta figura, reconhecem-se; (A) Os cordões litorais ou restingas (estruturas costeiras construídas pela acção combinada do transporte de materiais pelos grandes rios e pelo mar), que substituem os contornos da costa e nos quais se podem identificar a praia, as dunas e os depósitos de transbordo ; (B) O canal de maré, que individualiza dois cordões litorais ; (C) O delta de Vazante ; (D) A planície de maré ; (E) O pântano e (F) Um canal de maré secundário. Ao longo dos cordões litorais, que são formas de acumulação de areia e calhaus, que se desenvolvem na antepraia, devido à acumulação de sedimentos pelas ondas, em associação com as marés, podem formar-se conjuntos de pequenos deltas subaquáticos, que se formam em posição simétrica, nas aberturas das lagunas ou estreitos. Os deltas, que se formam no lado exterior são os deltas de vazante, como os ilustrados nesta fotografia. Os deltas, que se desenvolvem para o interior e que, em geral, são de menores dimensões e mais irregulares (devida a ondulação das ondas) são os deltas de enchente. Assim pode dizer-se, que os grandes corpos arenosos, que se acumulam no mar aberto na extremidade de uma enseada de maré, como o ilustrado nesta figura, são deltas de vazante, em oposição aos deltas de enchente, que se formam no lado interior dos cordões litorais, isto é na, no lado da laguna. Os delta de vazante são, em geral, compostos de areia e finos fragmentos de conchas. As características dos sedimentos fazem dos deltas de vazante um dos sítios preferidos para obtenção de material de enchimento e substituição, que é muito utilizado para aumentar as praias, quando estas são muito erodidas pelas correntes litorais e de deriva de praia. Os deltas de vazante estão submetidos a um interacção constante entre as ondas do mar e os processos de maré. A maior parte das vezes, as suas formas reflectem essas interacções. Se as ondas do mar dominam o ambiente de deposição, os deltas de vazante são mais pequenos e distribuem-se ao longo dos cordões litorais de um lado e doutro da enseada de maré. Os maiores deltas de vazante formam-se ao longo das linhas das costa, onde as marés são fortes, isto é, quando a energia das marés é mais importante do que a energia das ondas. Os corpos arenosos depositados podem estender-se por vários quilómetros. Se a energia do ambiente é mista, isto é, proveniente das marés e ondas, os deltas de vazante têm a parte externa, relativamente, mal marcada e rectilínea, enquanto que do outro lado da enseada a geometria do delta é ramificada. Os deltas de vazante dominados pela energia das marés formam corpos alongados, mais ou menos, perpendiculares à enseada e com pequenos altos fundos de cada lado. Os deltas de vazante podem conter milhões de metros cúbicos de sedimentos, os quais são muito propícios para alimentação das praias. Lembremos que, tendo em linha de conta as forças dominantes no processo de formação, Galloway classificou os deltas em três tipos principais: (i) Deltas dominados pelo acarreio terrígeno dos rios ; (ii) Deltas dominados pelas actividade ondas do mar e (iii) Deltas dominados pela actividade marés e correntes de maré. Os deltas dominados pela influência dos rios são recortados e têm muitos distributários com pântanos, baías ou planícies de maré nas regiões interdistributárias. Eles ocorrem quando a corrente do rio e o transporte de sedimentos são fortes e outros efeitos, como o retrabalho pelas ondas ou marés, são mais pequenos. Estes deltas tendem a formar grandes lobos deltaicos no mar, que podem ter pouco mais do que o canal distributário, e ter um dique marginal natural exposto acima do nível do mar. Devido à sua semelhança com as patas de um pássaro, eles são muitas vezes referidos na literatura geológica como um "delta em pata de ave", como é o caso do delta do rio Mississippi. Quando muita da planície de inundação entre os canais distributários é exposta acima do nível do mar, o delta exibe forma lobada. Os deltas delta dominadas pelas ondas são mais regulares, exibindo formas curvas e arqueadas com as cristas de praia são frequentes, como no delta do rio Nilo ou delta do rio Niger, onde a rebentação das ondas causa uma mistura de água doce e água salgada de maneira que o fluxo perde imediatamente a sua energia e deposita toda a sua carga ao longo da costa. Os deltas dominados pelas marés ocorrem nas áreas com grandes marés ou com altas velocidades das correntes de maré. Tais deltas, muitas vezes, se parecem com uma baía estuarina cheia de muitas ilhas alongadas paralelas ao fluxo de maré principal e perpendicular à linha de costa, como por exemplo, o delta do rio Brahmaputra ou o delta da Mahakam. O delta do rio Mississippi o e delta do rio Yukon são típicos dos deltas é dominado pelo acarreio terrígeno transportado pelo do rio. O delta do rio Senegal e o delta de São Francisco são dominados, principalmente, pela actividades das onda do mar, enquanto que o delta do rio Fly é dominado pela acção das marés e correntes de maré.

Delta Vulcânico....................................................................................................................................................................................................................................Delta Lava

Delta volcanique / Delta volcánico / Lava-Delta / 熔岩三角洲 / Вулканическая дельта / Delta di lava, Delta vulcanica /

Formação vulcânica que se pode formar quando um escoamento de lava entra num corpo de água. Sinónimo de Delta de Lava.

Ver : "Cronologia Da Tefra"

Deposição (carbonatos).....................................................................................................................................................................................................................Deposition

Déposition (carbonatos) / Depositación (carbonatos) / Ablagerung (Karbonate), Karbonatsedimentation / 沉积（碳酸盐岩) / Отложение (карбонаты) / Deposizione (carbonati) /

Os carbonatos e, sobretudo, os carbonatos de água pouco profunda, raramente, se acumulam de uma maneira constante e uniforme. A grande maioria dos afloramentos sugere uma hierarquia de ritmos (entre milhares e centenas de milhões de anos). Estes ritmos são pontuados por eventos singulares (ciclos de Milankovitch, autociclos, etc.) e pelas mudanças da evolução orgânica e química.

Ver: " Deposição (clásticos) ”
&
" Ciclo de Milankovitch "
&
" Autociclo (carbonatos) "

Figura 240 (Deposição, carbonatos) - A grande maioria dos geocientistas pensa, que a ciclicidade do espaço disponível para os sedimentos, ou seja a ciclicidade da acomodação é dada pela combinação do nível do mar absoluto ou eustático (tomando em linha de conta os efeitos das perturbações orbitais) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão). Efectivamente, a Terra perde vapor de água para o espaço e ganha vapor de água do espaço durante o seu movimento à volta do Sol. Os ciclos de Milankovitch, ou seja, ciclos climáticos induzidos pela insolação, a qual cria mudanças importantes na criosfera(este o termo descreve as partes da superfície da Terra onde a água está na forma sólida, incluindo o gelo do mares, o gelo dos lagos, gelo dos rios, glaciares, mantos de gelo e solo congelado incluindo o permafroste) e, por conseguinte, produz mudanças eustáticas importantes). Diversos ciclos de insolação foram reconhecidos por Milankovitch com os períodos de 19, 23, 41 e 100 ky. Desta maneira, as perturbações orbitais, como a excentricidade (*) e a precessão (**) são importantes factores das variações do nível do mar. Nestes diagramas, é evidente que a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global. referenciado a um ponto fixo que, em geral, é o centro da Terra ou um satélite) tem um papel preponderante nas variações do espaço disponível para os sedimentos. Esta conjectura parece difícil de refutar fora das bacias sedimentares formadas durante regimens tectónicos compressivos, em particular, fora das bacias de antepaís e cinturas dobradas da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). O esquema superior mostra o afogamento (plataforma carbonatada sob uma lâmina de água superior à zona fótica) e a exposição de uma plataforma carbonatada devido a glacioeustasia (***), produzida pela sobreposição dos ciclos de 20 ky e 200 ky de Milankovitch. As pequenas variações na amplitude do ciclo de 100 ky, produzem um conjunto de cinco ciclos de depósitos de planície de maré. Durante as grandes variações no ciclo de 100 ky, como, por exemplo, no Pleistocénico, a deposição nas plataformas carbonatadas é muito mais errática e o controlo pelos ciclos de Milankovitch não é evidente. Nos últimos milhões de anos, os episódios glaciários e interglaciários, que a Terra sofreu são causados por variações cíclicas do movimento da Terra à volta do Sol. Os ciclos de Milankovitch correspondem ao conjunto das variações cíclicas da excentricidade da órbita, inclinação e precessão do eixo de rotação da Terra. As variações de estes três ciclos criam diferenças na radiação solar que atinge a superfície terrestre, o que influência o clima e, assim, o espessamento e adelgaçamento dos glaciares. O primeiro ciclo de Milankovitch, que é induzido pela excentricidade (entre 0 e 5 % de elipticidade) da órbita da Terra, tem uma periodicidade de 100 ky. As oscilações ligadas à excentricidade são cruciais para as glaciações. A energia solar recebida à superfície da Terra, durante as estações, varia. O segundo ciclo é induzido pela inclinação do eixo de rotação em relação ao plano da órbita. Este ciclo produz oscilações de 41 ky para ângulos de inclinação entre 21,5° e 24,5°. Menor é a inclinação, mais uniforme é a distribuição da radiação solar entre o inverno e verão. O último ciclo de Milankovitch (mais ou menos de 20 ky) é induzido pela precessão do eixo de rotação (****), isto é, o movimento cónico (como o de um pião) do eixo de rotação à medida de a Terra gira à sua volta. Evidentemente, que na deposição dos carbonatos, outros factores entram em linha de conta, como o clima e lâmina de água, etc.

(*) Distância da elipse da órbita terrestre a um dos focos. A Terra gira devagar ao redor do Sol, mas a sua órbita muda. A excentricidade da órbita terrestre aumenta e diminui periodicamente. Os períodos de mudança são de 60 e 120 ky. Um período de excentricidade de 400 ky é conhecido igualmente. A rotação da órbita da Terra tem as mesmas consequências que a precessão e os seus efeitos podem adicionar-se.

(**) Movimento cónico de um eixo de rotação, como o eixo de rotação da Terra faz, perpendicularmente, ao plano da órbita.

(***) Eustatismo induzido pelas variações climáticas, isto é, criado pelos ciclos glaciação / deglaciação. Eustatismo criado pelas variações da criosfera (parte da superfície da terra que está congelada permanentemente). Na glacioeustasia, o ajustamento da litosfera, em resposta ao carregamento e descarregamento induzido pela à adição e remoção do gelo das calotes glaciares, tem que ser tomado em linha de conta.

(****) O eixo terrestre é uma linha reta imaginária que cruza o centro da Terra e ambos os pólos geográficos, em torno da qual este planeta gira. Não forma um ângulo reto em relação ao plano da órbita terrestre em volta do Sol, a eclíptica, mas sim um ângulo de 66º33' e sua direção em relação às estrelas não é fixa, uma vez que gira muito vagarosamente em torno da perpendicular ao plano da órbita, completando uma revolução a cada 26.000 anos e causando a precessão dos equinócios.

Deposição (clásticos).............................................................................................................................................................................................................................Deposition

Déposition (clastiques) / Depositación (clásticos) / Ablagerung (klastischen) / 碎屑岩沉积 / Обломочные отложения / Deposizione clastica /

Processo pelo qual os sedimentos transportados pelos agentes de transporte associados à erosão (principalmente água, vento e gelo), tombam do meio de transporte e se depositam, em geral, perto da ruptura de uma superfície de deposição.

Ver: " Deposição (carbonatos) "
&
" Ciclo de Davis "
&
" Deposição Fluvial "

Figura 241 (Deposição, clásticos) - Os rios, oceanos, glaciares, ventos e o escoamento da água da chuva, têm a capacidade de transportar todas as partículas arrancadas às rochas. Estas partículas, chamadas clastos (do grego klastós que significa “quebrado” ou “fragmentado”) ou detritos, quando a energia da corrente de transporte não é, suficientemente, forte para as suportar, elas depositam-se por um processo denominado deposição clástica, no qual o sedimento depositado reflecte a energia do meio de transporte. Isto é conhecido como a hipótese de ponto nulo (*). Esta hipótese explica como é que os sedimentos se depositam ao longo da costa de acordo com a granulometria dos grãos. Tudo se passa como a consequência da influência da energia hidráulica, a qual induz uma diminuição da granulometria ou onde a força do fluido iguala a gravidade para cada tamanho do grão. Este conceito pode também explicar porque que é que um sedimento com um determinado tamanho pode deslocar-se para uma posição onde ele está em equilíbrio com as ondas e fluxos que agem sobre esse grão particular. Este mecanismo de triagem combina a influência da força gravidade (induzida pela inclinação do fundo do mar) e as forças criadas pela assimetria do fluxo; a posição onde há nenhum transporte é conhecida como o ponto nulo (Cornaglia, 1889). Nesta imagem reprocessada (MED, Modelo de Elevação Digital) da região do Vale da Morte na Califórnia (EUA), é fácil deduzir os efeitos da erosão e deposição. A esquerda, nas áreas altas, a erosão (destacamento, arrastamento e transporte) é preponderante, enquanto que à direita, nas áreas baixas, é a deposição que é preponderante. Desde que o processo de erosão pára, os sedimentos deixam os meios de transporte e depositam-se. Na estratigrafia sequencial, ao longo de uma superfície de deposição (superfície cronostratigráfica), que inclina sempre para o mar, mas com inclinações diferentes, várias rupturas de inclinação podem ser reconhecidas. Estas rupturas de inclinação delimitam ambientes de deposição diferentes. De montante para jusante, as rupturas de uma superfície de deposição são: (i) Ruptura de Inclinação da Superfície de Deposição Fluvial ou Linha de Baía, que limita os depósitos fluviais (a montante) dos depósitos deltaicos e costeiros, ou seja, o limite montante do prisma costeiro (visível, provavelmente, nesta fotografia) ; (ii) Ruptura Costeira de Inclinação da Superfície de Deposição, que corresponde, mais ou menos, à linha da costa marca o limite entre os depósitos deltaicos / costeiros e marinhos (uma tal correspondência é sobretudo patente nas linhas sísmica, uma vez que a resolução sísmica, em geral, não permite de reconhecer intervalos de espessura inferior 20-10 metros) ; (iii) Ruptura de Inclinação da Superfície de Deposição de Água Pouco Profunda, que corresponde ao rebordo da bacia (quando a bacia não tem plataforma continental, ela coincide com ruptura de deposição costeira), ou seja, ela enfatiza o limite entre os depósitos de talude continental quer com os da plataforma quer com os da planície costeira, quando as condições geológicas são de baixo nível do mar ; (v) Ruptura Abissal de Inclinação da Superfície de Deposição, que marca o limite entre os depósitos de talude continental e da planície abissal. Esta ruptura corresponde, muitas vezes, ao limite entre os cones submarino de talude (CST) e os cones submarinos de bacia (CSB). O conceito de linha de baía foi avançado por Posamentier e Vail (1988), os quais pensam que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente. Para eles a planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação, o que quer dizer que os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda. O prisma costeiro, que tem a forma de cunha e que se prolonga para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente é limitado a montante pela linha da baía, a qual se pode deslocar rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação. Quando o nível do mar relativo sobe ou desce, a linha de baía desloca-se para a continente ou para o mar. Para Vail, a linha de baía é a linha onde o perfil de equilíbrio provisório dos rios se horizontaliza e onde os efeitos da subsidência e o nível do mar relativo (nível do mar local referenciado quer ao fundo do mar quer a base dos sedimentos, ou seja, ao topo da crusta continental) se anulam. Se isso for o caso entre a linha da baía e a linha da costa, deve existir uma série de baía e lagos, que nem sempre é o caso. Alguns geocientistas, como por exemplo Miall, consideram que o conceito da linha de baía é um conceito hipotético, uma vez que para eles as condições de deposição ocorrem na desembocadura da corrente, junto da linha da costa, e não na linha de baía, que em geral, está localizada, por vezes, dezenas de quilómetros a montante.

(*)   Não confundir com o ponto nulo que se pode determinar ao longo do plano de uma falha normal quando esta foi reactivada por um movimento em falha inversa.

Deposição Fluvial..............................................................................................................................................................................................Fluvial Deposition

Déposition fluviale / Depositación fluvial / Fluvial Ablagerung / 河流沉积 / Речные отложения / Deposizione fluviale /

Processo pelo qual os sedimentos se depositam a montante da linha de baía (limite, rio acima, do prisma costeiro de Posamentier e Vail). Os processos que permitem a deposição dos sedimentos costeiros e da planície deltaica, são excluídos da deposição fluvial visto que neles a influência marinha é preponderante, enquanto que na deposição fluvial as variações relativas do nível do mar não têm, teoricamente, nenhuma influência.

Ver : " Deposição (clásticos) "
&
" Linha de Baía "
&
" Ambiente de Deposição "

Figura 242 (Deposição fluvial) - Em linguagem corrente, a deposição corresponde ao fenómeno que consiste no acto de depor, num dado local, as partículas transportadas, em geral, em suspensão, pela acção das águas fluviais, marinhas ou lacustres, do vento ou do gelo, originando depósitos sedimentares clásticos. A deposição a ocorre quando a energia da corrente de transporte não é, suficientemente, forte para as suportar as partículas transportadas e estas se depositam-se por um processo conhecido como a hipótese de ponto nulo. Esta hipótese explica como é que os sedimentos se depositam ao longo da costa de acordo com a granulometria dos grãos. Tudo se passa como a consequência da influência da energia hidráulica, a qual induz uma diminuição da granulometria ou onde a força do fluido iguala a gravidade para cada tamanho do grão. Este conceito pode também explicar porque que é que um sedimento com um determinado tamanho pode deslocar-se para uma posição onde ele está em equilíbrio com os fluxos que agem sobre esse grão particular. Este mecanismo de triagem combina a influência da força gravidade (induzida pela inclinação do fundo da corrente) e as forças criadas pela assimetria do fluxo; a posição onde há nenhum transporte é conhecida como o ponto nulo (Cornaglia, 1889). Tome nota que: (i) Fluvial significa referente ou que pertence aos rios ; (ii) Fluvioglaciário ou fluvioglaciar, quer dizer, depositado ou realizado pelas correntes de água naturais, provenientes do degelo dos glaciares ; (iii) Fluviografia é o estudo descritivo dos rios ; (iv) Fluviolacustre, quer dizer, que se refere ao mesmo tempo aos rios e aos lagos ; (v) Fluviometro é o aparelho que permite de medir a altura da água quer nos rios quer nos lagos ; (vi) Fluviovulcânico diz respeito, simultaneamente, à actividade fluvial e vulcânica. Assim, os depósitos fluviais são os depósitos sedimentares referentes aos rios. Todavia, não há consenso no que diz respeito ao limite jusante dos depósitos fluviais. Posamentier e Vail (1988) consideram a linha de baía como o limite jusante destes depósitos. Contudo, para certos geocientistas, como Miall (1997), o conceito de linha de baía é muito questionável, assim como o limite superior (a montante) dos depósitos fluviais. Para E. Mutti, como ilustrado nesta figura (*), um sistema fluvial e um sistema turbidítico têm muitas características comuns. Ambos os sistemas de deposição são compostos por uma: (i) Zona de Fonte (Zf) ; (ii) Zona de Transporte (ou transferência) sedimentar (Zt) e (iii) Zona de deposição (Zd). Em certos casos, os dois sistemas de deposição estão interconectados. Mutti considera três possibilidades: a) Sistemas Fluviais, que se desenvolvem a montante da linha de baía, com leques aluviais importantes e depósitos fluviodeltaicos (a jusante da linha de baía, em geral, entre a linha da costa e o rebordo da bacia) associados ou não, mas sem depósitos turbidíticos ; b) Sistemas Mistos, que se formam quando a bacia, quase não tem plataforma continental e, quando a linha da baía está muito próxima da linha da costa, o que implica a formação de deltas aluviais (quando a parte distal dos deltas aluviais ou delta tipo Gilbert, atinge o rebordo da bacia, deslizamentos gravitários produzem correntes de turbidez que depositam os sedimentos transportados em cones submarinos) ; c) Sistemas Turbidíticos, que se formam quando instabilidades do rebordo da bacia produzem deslizamentos gravitários de grandes dimensões, que põem em movimento grandes quantidades de sedimentos, que são transportados, ao longo grandes distâncias, para as partes mais profundas da bacia e depositados sob a forma de cones submarinos. Para Mutti, nos sistemas mistos e turbidíticos, as condições geológicas são quase de nível alto do mar (nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia), o que quer dizer, que estes depósitos não estão associados com descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que, em geral é 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 e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), como é o caso dos cones submarinos de bacia (CSB) e talude (CST) de P. Vail.

(*) Note que neste modelo, as condições geológicas são de nível alto uma vez que o nível do mar está por cima do rebordo da bacias. Em tais condições, se há depósitos turbidíticos na parte profunda da bacia, eles não podem ser explicados pelo modelo geológico proposto por P. Vail. Por outro lado, é importante não esquecer que E. Mutti não exclui o depósito de turbiditos em associação com uma descida significativa do nível do mar relativo (modelo de P. Vail), como muitos adeptos da estratigrafia sequencial pensam.

Depósito de Acreção Lateral.................................................................................................................Lateral Accretion Deposit

Dépôt d'accrétion latérale / Depósito de acreción lateral / Seitliche Akkretion Ablagerung / 横向冲积层沉积 / Боковое нара / Deposito di accrescimento laterale /

Depósito que se forma dentro dos canais, à medida que a corrente migra para trás e para a frente, na base do leito dos canais.

Ver: "(Depósito de planície de inundação)"

Depósito de Acreção Vertical..............................................................................................................Vertical Accretion Deposit

Dépôt d'accrétion verticale / Depósito de acreción vertical / Vertikale Akkretion Ablagerung / 垂直冲积层沉积 / Вертикальное наращение / Deposito di accrescimento verticale /

Depósito que se acumula na planície de inundação quando os rios transbordam os diques marginais naturais que bordam os canais. Os depósitos de acreção vertical ou de planície de inundação ocorrem quando os rios deixam os leitos, onde eles, normalmente, se escoam, durante as épocas das cheias (inundações) e depositam os sedimentos na superfície das planícies de inundação, aumentando a altitude destas superfícies.

Ver: "(Depósito de planície de inundação)"

Depósito Costeiro não Marinho...............................................................................................Costal Non-Marine Deposit

Dépôt côtier non-marin / Depósito costero no-marino / Coastal nicht - marinen Ablagerung / 沿海非 - 海相沉积 / Прибрежные не-морские отложения / Deposito costiero no-marino

Depósito localizado a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) e a jusante da linha de baía (limite, rio acima, do prisma costeiro de Posamentier e Vail). Os depósitos da planície costeira e de inundação (dos rios) são os mais frequentes depósitos costeiros não marinhos, visto que eles são, relativamente, pouco controlados pelas variações relativas do nível do mar e depositados num ambiente sedimentar que não é, propriamente, marinho.

Ver : " Deposição Fluvial "
&
" Linha da Costa "
&
" Planície Litoral "

Figura 243 (Depósito Costeiro não Marinho) - Os depósitos de inundação são formados por sedimentos (argila, cascalho, areia e lodo) derivados de uma corrente, em geral, um rio, que restam numa forma não consolidada até à litificação. Os sistemas de deposição mais, frequentemente, associados com os depósitos de inundação são o preenchimento de canais e os depósitos de transbordo, induzidos por um aumento significativo da descarga fluvial sazonal causado pela fusão da neve, chuva excessiva, ou as condições de monção (fenómeno típico da região sul e sudeste da Ásia, onde o clima é condicionado por massas de água por que viajam quer do interior do continente para a costa, quer da costa para o continente, uma vez que continente absorve o calor mais rapidamente do que o oceano, durante o verão e que o ar mais quente sobre o continente, induz fortes ventos carregados de humidade vindos do oceano que produzem fortes chuvas ; durante o inverno é o contrário). Estes depósitos costeiros não marinhos são caracterizados por apresentarem uma estratificação muito difusa e uma, quase, ausência de estruturas, o que é interpretado, por muitos geocientistas, como o resultado de uma deposição rápida a partir de um escoamento em desaceleração do flanco de montante de fluxo de grandes antidunas (*), bem como em saltos hidráulicos (quando uma corrente de alta velocidade descarrega numa zona de menor velocidade). Os depósitos das planícies de inundação dos rios, como, o ilustrado nesta figura (Rio Segres, Espanha) podem ser considerados como depósitos costeiros não marinhos. Eles são compostos, principalmente, por areias maciças, de granulometria fina a média e com laminações paralelas, oblíquas ou entrecruzadas (os mais finos intervalos reconhecidos nas rochas sedimentares que diferem uns dos outros pela cor, composição ou granulometria). As laminações ascendentes indicam um escoamento para montante, isto é, numa zona de escoamento pouco energético, que se afasta da corrente principal. As mudanças de cor observadas nestes sedimentos indicam, que estes têm proveniências diferentes. Na estratigrafia sequencial, o conceito de ambiente sedimentar não marinho é baseado no nível de base de deposição, que é a posição do nível de mar relativo (**), a qual é controlada pela acção conjunta da nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento), uma vez que a acção das ondas do mar, isto é, a profundidade da acção erosiva das vagas, é, quase sempre, tomada como insignificante. O nível de base, que na planície costeira está situado, mais ou menos, próximo do nível do mar e o acarreio sedimentar são os principais parâmetros, que controlam a distribuição dos depósitos não marinhos. Os depósitos litorais e as área localizadas acima do limite máximo da preiamar são considerados como ambientes não marinhos costeiros. Como ilustrado no esquema geológico, vários sistemas de deposição não marinha podem ser considerados: (i) Sistemas Fluviais Baixos, (ii) Sistemas Eólicos, (iii) Sistemas Deltaicos (certas partes), (iv) Sistemas Litorais (cordões litorais), (v) Sistemas de Praia (certos sistemas). Como todos estes sistemas de deposição estão localizados próximo da linha da costa, eles são, directamente, influenciados pelas variações do nível do mar relativo, as quais são o principal factor da ciclicidade dos depósitos parálicos. Ao contrário, os sistema de depósito associados aos glaciares, os cones aluviais e os sistemas lacustres, assim como os depósitos fluviais (a montante da linha de baía de Posamentier e Vail) são pouco influenciados pelas variações do nível do mar relativo.

(*) Uma antiduna é uma forma da estrato encontrada em ambientes fluvial e outros ambientes canalizados. As antidunas ocorrem no fluxo supercrítico, o que significa que o número de Froude (número sem dimensões que se refere ao efeito das forças de gravidade e das forças de inércia que actuam sobre um fluido) é maior do que 1,0 ou que a velocidade do fluxo excede a velocidade da onda (regime de fluxo superior). Numa antiduna, o sedimento é depositado no lado a montante e erodido no lado de jusante do escoamento. Como resultado, as antidunas migram em uma direção ascendente, contrária ao fluxo de corrente.

(**) Nível do mar mar, local, referenciado a um ponto que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental). O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou medido a partir de um satélite radar por interferometria. Uma radiação é reflectida por todos os obstáculos cujo tamanho é comparável ao comprimento de onda. A luz visível tem um comprimento de onda, ligeiramente, inferior a um mícron enquanto que uma radiação radar tem um comprimento de onda de cerca 5,6 centímetros. Desta maneira as nuvens deixam passar este tipo de radiação o que não é o caso das irregularidades do solo. Como um satélite radar emite uma radiação electromagnética para a Terra e registra o eco enviado de volta, ele oferece um ponto de observação estável, ou seja, um nível de referência que permite a eliminação das perturbações locais e as flutuações rápidas. Ao contrário, ele permite medir os pequenos e grandes fenómenos com a mesma precisão milimétrica uma vez que as ondas, marés e as flutuações sazonais podem ultrapassar mil vezes esses valores.

Depósito Fluvioglaciar............................................................................................................................................................................................Drift Deposit

Dépôt fluvio-glaciare (côte) / Depósito fluvioglaciar / Glaziofluvialer Anzahlung (auf dieser Seite) / 冰水存款（边) / Флювиогляциальное отложение / Depositi fluvioglaciali (costa) /

Corpo geológico depositado num lago, oceano ou rio em consequência directa da actividade glaciária.

Ver: " Glacioeustasia "
&
" Cone Fluvioglaciar "
&
" Ambiente de Deposição "

Figura 244 (Depósito Fluvioglaciário) - A margem proglaciária é a área situada, imediatamente, à frente de um glaciar, que é influenciada por processos glaciares, gravíticos, fluvioglaciários e glaciolacustres. Nos Alpes, a margem proglaciária activa é limitada pelas moreias que se formaram durante a Pequena Idade do Gelo, ou seja, durante o século XIX (± 1850), cuja superfície está, actualmente, a aumentar devido ao adelgaçamento dos glaciares. Os geocientistas falam de processos fluvioglaciários quando os depósitos glaciais são remodelados pelo degelo. O sector da margem remodelada por estes processos é o o que os geocientistas islandeses chamaram "sandur". Trata-se um grande planície de acumulação fluvioglaciária situada é jusante de um glaciar, que pode ocupar a totalidade ou parte da margem glaciária. Nas regiões polares, o “sandur" é, em geral, muito extenso, enquanto que nas áreas alpinas, ela pode ser reduzida a algumas centenas de metros quadrados. Devido a variações no fluxo das águas proglaciárias e à grande quantidade de sedimentos que pode ser mobilizada, o traçado das correntes de água no "sandur" é, geralmente, entrançado. Todavia, a retrogradação dos glaciares, induzida pelo seu adelgaçamento e / ou devido às mudanças de fluxo e volume de sedimentos, o “ sandur" pode ser incisa o que implica a formação de terraços. O mesmo se passa mais a jusante, ou seja, nos vales, onde o preenchimento pós-glaciário inicial é, geralmente, erodido, para depois, formar um terraço fluvioglaciário, mais baixo do que o leito das correntes de água e em relação aos terraços ditos aluviais aninhados nos terraços fluvioglaciários (http://www.unifr.ch/geoscience/ geographie/ ssgmfiches/glacier/2302.php). Todos os fragmentos e partículas de rochas (argila, silte, areia cascalho, blocos, etc.) transportados por um glaciar e depositados, directamente, pelo gelo ou pelas correntes de água, que se formam devido à fusão do glaciar, são depósitos fluvioglaciários. Nestes depósitos, estão incluídos todos os sedimentos não estratificados, que formam: (i) As moreias (depósitos do material de um glaciar, que são expostos, em particular, desde que o glaciar se adelgaça) e (ii) Os depósitos estratificados que constituem as planícies fluvioglaciárias, ou seja: a) “Eskers” (longos e sinuosos cordões de areia e cascalho estratificados) ; b) “Kames” (montículos de areia, cascalho e tilo, isto é, sedimentos não trabalhados e não estratificados depositados, directamente, por ou sob um glaciar e que não são reactivados pelas águas de fusão) com forma irregular que se acumulam nas depressões quando o glaciar retrograda ; c) “Drumlins” que se encontram, geralmente, na parte inferior dos vales glaciários e que são pequenos montes com uma geometrias semelhante à das de uma baleia (correspondem a pequenas moreias médias depositados durante um curto período de estagnação do glaciar quando este se adelga-se, ou a depósitos que preencheram um grande entalhe ao longo do glaciar, criado por um por um rio na superfície do glaciar) ; d) Varvas (níveis de sedimentos ou de uma rocha sedimentar que se depositam durante um ano), etc. Nesta fotografia, tirada a jusante de um glaciar na ilha de Bylot (ao largo da extremidade norte da ilha de Baffin no território Nuavutm, no Canadá), os sedimentos fluvioglaciários, sobretudo, cascalho e areia, resultantes da erosão das rochas supracrustais graníticas que formam esta região do escudo canadiense, depositaram-se em barras entrançadas. Na fotografia mais pequena (canto esquerdo superior da figura), a língua de um glaciar é ainda, perfeitamente, visível, assim como as barras de areia e cascalho, que formam um sistema de canais entrançados (ou anastomosados). Na fotografia maior, tirada mais a jusante, os canais entrançados são mais nítidos e o padrão observado em baixo e à esquerda é o resultado do gelo e degelo de uma camada activa na zona de pergelissolo. Em geologia, o pergelissolo ou solo de permafroste é o solo que está à temperatura de congelação, ou mesmo a uma temperatura mais baixa, durante um período de, pelo menos, dois anos. O gelo não está sempre presente como é, muitas vezes, o caso quando o substrato não é poroso. Mas ele, de maneira geral, está presente e pode existir em quantidades, que excedem o potencial de saturação hidráulica do terreno. Os perigelissolos estão localizados a altas latitudes, próximo do pólo Norte e Sul, mas também podem existir a altas altitudes em áreas de baixa latitude, como, nas regiões alpinas. Depósitos de material de origem glaciária (erosão, transporte e deposição por glaciares), incluindo sedimentos e blocos erráticos, encontrados em qualquer lugar na terra ou no mar são designados depósitos de deriva (“drift deposits” em inglês).

Depósito de Galgamento.............................................................................................................................................................................................Washover

Dépôt de debordement (ligne de virage) / Depósito de desbordamiento / Washover Anzahlung / Washover存款 / Намывное отложение / Doratore, Deposito di onde che oltrepassano il ripiano littorale /

Sedimentos depositados pela acção de galgamento, o que quer dizer, que o meio de transporte dos sedimentos os obrigou a saltar por cima de um obstáculo (como o fazem os galgos ou cães gauleses). O obstáculo é, em geral, um cordão litoral, que limita a parte externa (lado do mar) de uma laguna.

Ver: " Delta ”
&
" Delta de Tempestade "
&
" Acção das Vagas (mar muito agitado) "

Figura 245 (Depósito de Galgamento) - O termo galgamento, que é sinónimo de transbordamento (traduz os saltos dados pelos galgos, que contrariamente aos outros cães, tem tempo de relaxamento no ar durante a corrida), é utilizado aqui para exprimir o movimento das vagas por cima dos cordões litorais (corpos geológicos que ocorre junto à costa, constituídos material heterogéneo, geralmente, areias e seixos, resultante do desgaste da costa ou trazidos pelos cursos de água que desaguam no litoral, que se deposita quando a velocidade das correntes marítimas diminui devido à baixa profundidade), também chamados lidos. Nesta fotografia, um grande leque de areia (delta de tempestade), construiu-se no lado do continente de um cordão litoral, o qual separa o oceano de uma laguna (*) de dimensões importantes. Os geocientistas dizem que esta construção sedimentar clástica foi induzida pelo galgamento das ondas do mar. Efectivamente, neste caso particular, pode dizer-se que durante uma ou várias tempestades, as ondas do mar passaram por cima do cordão litoral (erodindo-o parcialmente) e depositaram os sedimentos erodidos e outros (transportados de mais longe) na parte da frente da laguna (área com uma pequena lâmina de água) em acumulações de areia em forma de leque (semelhantes a pequenos deltas fluviais), que muitos geocientistas chamam deltas de tempestade ou deltas das ondas. A espessura destes depósitos pode variar entre alguns centímetros e vários metros. As tempestades com a sua grande energia e os ventos muito fortes que, normalmente, lhe estão associados, são capazes de deslocar grandes quantidades de água. É necessário ter em linha de conta, que como a gravidade é a lei principal, a água desloca-se, rapidamente, quando sob a acção de uma força, mas volta ao seu estado normal desde que a força é retirada. O movimento da água é uma das grandes forças de erosão, o que quer dizer, que grandes quantidades de água podem destruir corpos de areia muito facilmente, incluindo os cordões litorais. Se uma tempestade for, suficientemente, forte, a pré-praia (parte da praia que está sempre submersa e que se estende para o largo desde o limite das marés mais baixas por um espaço mal definido no fundo da qual se localizam as cristas e os sulcos pré-litorais) de um cordão litoral pode ser erodida, de maneira significativa, de tal forma que as dunas e florestas litorais são obrigadas a recuar ou ser total ou, parcialmente, destruídas. Uma tal erosão, expõem, também, a parte interna dos cordões litorais à erosão. Os depósitos de galgamento obedecem às regras da sedimentologia. Por cima dos cordões litorais, os depósitos de galgamento exibem uma configuração interna paralela, mas à medida que a profundidade de água da bordadura da laguna aumenta, eles exibem configurações internas sigmóides, que caracterizam os chamados delta de tempestade. Como ilustrado no esquema geológico da parte superior direita desta figura, os deltas de tempestade têm, grosseiramente, a mesma geometria interna que qualquer outro delta, com uma estratificação, mais ou menos, sub-horizontal na parte proximal, onde camadas inclinadas são muito pouco desenvolvidas e uma estratificação inclinada na parte distal (próximo da laguna). As camadas inclinadas (prodelta) são preponderantes, enquanto que as as camadas superior são quase inexistentes. Além disso, pode dizer-se que a ausência das camadas inferiores é, quase sempre, uma regra deste tipo de deltas. Dentro dos diferentes tipo de delta se podem considerados função da dinâmica do delta e da forma da planície emersa, além dos deltas de tempestade, podem cita-se : (i) Delta abandonado ou subdelta ; (ii) Delta aluvial ; (iii) Delta árctico ; (iv) Delta arredondado ; (v) Delta atrofiado ; (vi) Delta complexo ou polimorfo ; (vii) Delta em crescentes ; (viii) Delta digitado ; (ix) Delta de enchente; (x) Delta fechado ; (xi) Delta tipo Gilbert ; (xii) Delta de lava ; (xiii) Delta lobado ; (xiv) Delta de maré ; (xv) Delta submarino ;; (xvi) Delta das vagas ; (xvii) Desta de vazante.

(*) Reservatório natural de água que pode ter diferentes dimensões e formar-se a partir da desembocadura de de um córrego ou rio ou, na sua falta, durante períodos de inundação devido ao transbordo pelo transbordamento de um deles e a estagnação subsequente de água. Geralmente, as lagunas são formadas de água salgada, embora existam lacunas de água doce. Vale a pena mencionar que a água doce é aquela que tem quantidades mínimas de sais minerais dissolvidos no interior, enquanto a água salgada abunda em tais componentes. A primeira é encontrada em rios, córregos e nascentes e a segunda no mar e na maioria das lagunas. As diferenças entre lagos e lagunas não tem nada a ver com o tamanho, embora haja certas características que deve ter uma extensão aquífera para ser considerada uma coisa ou outra. Embora ambos os reservatórios de água possam ser alimentados por rios e ribeiras, um o lago tem água doce, uma vez que ele se encontra uma passagem, isto é, que tem uma entrada e uma saída e a água flui através do lago. No caso de lacunas, elas também são alimentados por rios e riachos, mas não têm uma saída, então a única forma que ela se pode esvaziar é através da evaporação. Por outro lado a água é salgada é porque contêm uma grande quantidade de minerais, os quais são armazenados no solo quando a água se evapora-se. É por isso se diz que as lagunas são espelhos de água fechada, porque eles têm água estagnada. De qualquer maneira, é necessário dizer que existem algumas lagunas de água doce, o que geralmente está relacionado com o tipo de solo em que ela se encontra, onde não existem muitos minerais e quando a água se evapora eles são absorvidos pelo solo e desaparecem superfície. (http://definicion.de/laguna/)Publicado: 2009. Actualizado: 2013).)

Depósito de Nível Alto (do mar)..........................................................................................................................................Highstand Deposit

Dépôt de haut niveau (de la mer) / Depósito de nivel alto (del mar) / Anzahlung auf hohem Niveau (meer) / 存款高级别（海） / Отложение в условиях высокого уровня моря / Deposito di alto livello (mare) /

Sedimentos depositados na planície costeira, plataforma, talude continental, ou mesmo na planície abissal, quando o nível de mar está mais alto do que o rebordo da bacia e quando o ponto de equilíbrio e a linha da baía estão a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição. Desde que a linha da baía e o ponto do equilíbrio estão a jusante do rebordo da bacia, os depósitos são de nível baixo. Num ciclo sequência, o grupo de cortejos de nível alto é formado por dois subgrupos: (i) Intervalo transgressivo (IT) e (ii) Prisma de nível alto (PNA). Em relação à curva de variação do espaço disponível de um ciclo sequência, o intervalo transgressivo (IT) deposita-se quando a 1a e a 2a derivada da curva (função) são positivas, o que quer dizer que a função (curva) é crescente e que ela tem uma geometria côncava ou, por outras palavras, que a taxa de subida do nível relativo do mar é em aceleração. Por sua vez, o prisma de nível alto (PNA) deposita quando a curva é crescente e tem uma geometria convexa (1a derivada positiva e a 2a derivada negativa), o que enfatiza um subida relativa do nível do mar em desaceleração.

Ver: " Depósito de Nível Baixo (do mar) "
&
" Variação Do Nível do Mar Relativo "
&
" Nível Alto (do mar)"

Figura 246 (Depósito de Nível Alto, do mar) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Austrália, três ciclos sequência incompletos, induzidos por três ciclos eustáticos de 3a ordem (duração inferior a 3-5 My) são óbvios. Estes ciclos estratigráficos estão separados por discordâncias, que se reconhecem sem grande dificuldade pelas terminações dos reflectores: (i) Biséis de Agradação e (ii) Biséis Superiores por Truncatura. À excepção do prisma de nível baixo (PNB) do ciclo sequência mais recente, colorida em violeta, que é visível no canto inferior direito desta tentativa de interpretação e dos preenchimentos de dois vales cavados, que sublinham a discordância basal do ciclo sequência superior, todos os subgrupos de cortejos sedimentares, visíveis nesta linha, são de nível alto do mar, quer isto dizer, que eles se depositaram quando o nível do mar estava mais alto do que o rebordo da bacia (não confundir com rebordo continental embora, por vezes eles possam ser, mais ou menos, coincidentes). Nesta tentativa de interpretação, os intervalos transgressivos (IT) e os prismas de nível alto (PNA) são predominantes. Os intervalos transgressivos (CT), que se depositam, em associação, com subidas em aceleração do nível do mar relativo, têm uma geometria, globalmente, retrogradante e uma configuração interna paralela, um vez que eles correspondem a transgressões sedimentares. Lembremos que os geocientistas chamam transgressões sedimentares ou simplesmente transgressões é o conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas. É este conjunto de ingressões marinhas e regressões sedimentares que, colectivamente criam uma geometria globalmente retrogradante dos biséis de agradação costeiros. Por outro lado, deve ter-se sempre presente que a cada acréscimo (paraciclo eustático) de uma subida do nível do mar relativo, em aceleração, não há nenhuma deposição mas, unicamente, um deslocamento da linha da costa para o continente, ao mesmo tempo que na topografia pré-existente se forma uma pequena superfície de ravinamento devido a acção erosiva das ondas do mar. A deposição do paraciclo sequência faz-se durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado ao fundo do mar ou à base dos sedimentos) que ocorre depois de cada ingressão marinha e durante o qual a linha da costa se desloca para o mar à medida que os sedimentos se depositam ao longo de linhas cronostratigráficas, mais ou menos, progradantes, uma vez que os sedimentos vem praticamente sempre do continente (remobilizações por correntes litorais excluídas). Os prismas de nível alto (PNA), que se depositam em associação com as subidas em desaceleração do nível do mar relativo (*), têm uma geometria progradante e uma configuração interna sigmóide (agradação significativa, embora, pequena, em relação à progradação, como no ciclo sequência superior) ou oblíqua (agradação insignificante, como no ciclo sequência intermediário). A superfície de base das progradações que separa o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNB) sobrejacente, corresponde a um limite entre duas geometrias: a) progradante sobre b) agradante. Cada paraciclo sequência que forma o intervalo transgressivo (IT) tem uma geometria progradante bem marcada. É mais correcto dizer que a geometria do intervalo transgressivo é retrogradante, uma vez que ela corresponde a uma sucessão vertical de paraciclos sequência progradantes, mas cada vez mais pequenos. Um conjunto transgressivo não é outra coisa que uma sucessão de regressões cada vez mais pequenas. Muitos geocientistas agrupam o intervalo transgressivo e o prisma de nível alto num grupo de cortejos de nível alto (CNA), para enfatizar o facto que estes depósitos são de nível alto. Embora os vales cavados ou incisos se localizem a montante do rebordo continental, o preenchimento não é de nível alto, uma vez que ele é síncrono dos depósitos superiores do prisma de nível baixo (PNB). Note, que tendo em conta a escala vertical e o ângulo das progradações, a fácies predominante destes ciclos sequência é, provavelmente, carbonatada.

(*) Como nos intervalos transgressivos (IT), a deposição dos paraciclos sequência que formam o subgrupo de cortejos sedimentares denominado prisma de nível alto (PNA), faz-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha, as quais neste caso são cada vez mais pequenas, uma vez que o nível do mar relativo sobe em desaceleração (é por isso que as superfícies de ravinamento são muito mais raras na base destes paraciclos sequência).

Depósito de Nível Baixo (do mar).......................................................................................................................................Lowstand Deposit

Dépôt de bas niveau (de la mer) / Depósito de nivel bajo (del mar) / Ablagerung von Low-Level (Meer) / 低层次的存款（海) / Отложение в условиях низкого уровня моря / Deposito di basso livello (mare) /

Sedimentos depositados quando o nível do mar é mais baixo do que o rebordo da bacia. Estes depósitos localizam-se a jusante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição do intervalo precedente de nível alto (rebordo da bacia). Eles podem ser de bacia, talude ou litorais dependendo das posições relativas da linha de baía e do ponto de equilíbrio com respeito à ruptura costeira da superfície de deposição e rebordo da bacia. Não é correcto associar os depósitos do nível baixo com sedimentos de água profunda. Muitos dos sedimentos do prisma de nível baixo depositam-se sob uma pequena profundidade de água. Em casos particulares, os depósitos de nível baixo podem depositar-se quando o nível de mar está acima do rebordo da bacia, mas mais baixo do que a ruptura costeira da superfície de deposição (a linha de baía e o ponto do equilíbrio estão a jusante da ruptura costeira da superfície de deposição). Num ciclo sequência, o grupo de 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). Em relação à curva de variação do espaço disponível de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia (CSB) depositam-se quando a 1a derivada da função (curva) é máxima (discordância). Os cones submarinos de talude (CST) depositam-se quando a 1a derivada é negativa e 2a derivada positiva (função decrescente com um geometria côncava) o que quer dizer que descida relativa do nível do mar em desaceleração. Por sua vez, o prisma de nível baixo (PNB) deposita-se durante o sector da curva de variação de espaço disponível caracterizado por ter a 1a derivada positiva e a 2a derivada positiva (função crescente com geometria côncava) o que quer dizer que o nível relativo do mar sobe em aceleração.

Ver: " Depósito de Nível Alto (do mar)"
&
" Variação Do Nível do Mar Relativo "
&
"Nível Baixo (do mar)"

Figura 247 (Depósito de Nível Baixo, do mar) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma a linha sísmica do offshore da Namíbia, é fácil de reconhecer um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, por um ciclo eustático com uma duração entre 0,5 Ma e 3-5 My. Este ciclo sequência, como aliás todos os ciclos sequência, é limitado entre duas discordâncias (linhas onduladas coloridas em azul), isto é, limitado por duas superfícies de erosão criadas por duas descidas significativas e sucessivas do nível do mar relativo, o qual é o resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto (nível do mar global referenciado a um ponto fixo que pode ser o centro da Terra ou a um satélite (*)) e da tectónica (subsidência, quando do regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão). Assim pode dizer-se, que cada discordância corresponde a uma superfície de hiato, ao longo da qual o hiato diminui em direcção da bacia. A discordância superior é caracterizada pelos biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes. A discordância inferior pode caracterizar-se pela superfície de agradação definida pelas terminações dos reflectores internos ao ciclo sequência. Isto quer dizer, que a grande maioria dos reflectores com características de rochas-reservatório terminam por biséis de agradação contra a discordância que limita, inferiormente, o ciclo sequência, a qual também pode ser posta em evidência pelos biséis de truncatura dos sedimentos subjacentes. Esta é uma das razões principais, pela qual a estratigrafia sequencial, é muito adoptada pelos geocientistas que trabalham na industria petrolífera, uma vez que uma das suas preocupações principais é a localização das rochas-reservatório nas armadilhas potenciais. Como se pode constatar, nesta tentativa de interpretação, o ciclo sequência assim definido está incompleto. Os subgrupos de cortejos sedimentares de nível alto (do mar), isto é, o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA), que, normalmente, forma o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) não se depositaram. Unicamente os depósitos de nível baixo (do mar) se depositaram. Assim, de baixo para cima, os três subgrupos que formam o grupo de cortejos de nível baixo (CNB), reconhecem-se facilmente : (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB), em amarelo ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST), em vermelho e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB), em violeta. Em associação com o prisma de nível baixo (PNB), reconhece-se, na parte superior (a Este), o preenchimento de um vale cavado e, na parte inferior (a Oeste), um conjunto de turbiditos com uma geometria em telhado de ripas (turbiditos proximais). O preenchimento do vale cavado é síncrono da deposição da parte superior do prisma de nível baixo (PNB). Os turbiditos em telhado de ripas depositam-se na base das progradações do prisma de baixo nível (PNB) no seguimento de deslizamentos e rupturas do rebordo continental (no topo do prisma de nível baixo). A geometria ondulada (estruturas em "asas de gaivota” de P. Vail) dos cones submarinos de talude (CST) contrasta com a geometria paralela dos cones submarinos de bacia (CSB). A primeira está associada com os diques marginais naturais turbidíticos e o preenchimento das depressões (ou canais) entre eles, enquanto que a a geometria paralela está associada com os lóbulos turbidíticos dos cones submarinos de bacia (CSB). Como sugerido nesta tentativa de interpretação, a idade das discordâncias, que limitam este ciclo sequência incompleto é dada pela idade dos cones submarinos de bacia sobrejacentes, uma vez que eles sublinham o hiato de deposição mais pequeno entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes aos limites de sequência. É importante notar que na parte profunda, os limites de sequência, correspondem a descontinuidades paraconformes ou paraconformidades correlativas, na medida em que não há diferença de atitude entre os intervalos sobrejacentes e subjacentes, mas um hiato por ausência de deposição entre eles.

(*) Em geral, as determinações do nível do mar absoluto são feitas a partir de um satélite radar (do tipo Ers-1 ou Ers-2), cuja radiação (mais ou menos, 5.6 cm de comprimento de onda) não é afectada pela pequenas gotas e partículas que existem nas nuvens. Esta técnica de interferometria consiste em comparar várias imagens radar da mesma zona tomadas durante passagens sucessivas do satélite. A cada passagem mede-se a diferença do trajecto ida e volta entre o satélite e um ponto particular da image (ponto alvo). Embora a distância entre o satélite e o nível do mar seja, na melhor das hipóteses da ordem que algumas dezenas de centímetros, as variações dessa distância de uma passagem à seguinte podem ser calculadas com uma precisão de poucos milímetros. Uma tal variação pode ter diferentes origens, sendo a mais simples e a mais interessante, o deslocamento do ponto de alvo, ou seja, o nível do mar.

Depósito de Planície de Inundação..........................................................................................................Flood-Plain Deposit

Dépôt de plaine de inondation / Depósito de planicie de inundación / Ablagerung von Aue / 漫滩存款 / Пойменные отложения / Deposito della golena /

Depósito arenoso e argiloso depositado pela água de um rio que desbordou sobre a planície de inundação.

Ver: " Depósito de Transbordo"
&
" Zona de Meandros "
&
" Planície de Inundação "

Figura 248 (Depósito de Planície de Inundação) - Embora os depósitos da base dos vales resultem de uma série de processos sedimentares de diversos ambientes, os mais importantes depósitos das planícies de inundação são os que se formam perto dos canais dos rios. Estes depósitos referem-se, normalmente, a: (i) Depósitos de Acreção Lateral, que se formam dentro dos canais, à medida que o rio migra para trás e para a frente, na base do vale e (ii) Depósitos de Acreção Vertical, que se acumulam na planície de inundação quando os rios transbordam os bancos dos canais. Os depósitos de acreção vertical ou de planície de inundação ocorrem quando os rios deixam os canais, onde eles se escoam normalmente, durante as épocas das cheias e depositam os sedimentos no topo das superfícies das planícies de inundação. A altitude das superfícies de inundação aumenta durante as inundações, como ilustrado nesta figura. A deposição por transbordo varia de uma inundação a outra. Quando a deposição é fraca, isto significa, que o máximo de concentração do material transportado em suspensão ocorreu durante a subida do nível da inundação, o que quer dizer, que muito do potencial dos sedimentos de transbordo é removido do sistema antes que o nível do rio atinja o ponto máximo. Uma vez que os processos de acreção lateral e vertical ocorrem ao mesmo tempo, o aluvião debaixo da superfície da planície de inundação é formado, normalmente, por estes dois tipos de depósito, os quais diferem fundamentalmente na granulometria (os depósitos de acreção lateral são mais grosseiros). Os depósitos de planície de inundação, também, se formam em associação com rios entrelaçados, mas os processos fluviais associados são mais dinâmicos e menos regulares. Os rios entrelaçados apresentam numerosos canais que se separaram e que voltam a juntar-se criando uma geometria em trança. A erosão dos cordões e bancos não está confinada a um lado particular do canal e o rio muda muitas vezes a sua posição sem erodir os erodir. Normalmente, eles carregam sedimentos bastante grosseiros ao longo de uma vertente bastante íngreme, mas a descarga de água tende a ser altamente variável. Os rios entrelaçados localizam-se, geralmente, perto de regiões montanhosas, especialmente aquelas com glaciares. Na fotografia, tirada por J. S. Shelton, os diferentes terraços do rio de San Juan (Novo México) são, perfeitamente, visíveis. Cada um destes terraços corresponde a depósitos antigos de inundação que foram abandonados e que onde, mais tarde, o rio cavou um profundo canal. Isto que dizer que estes terraços fluviais são uma excepção ao princípio da sobreposição, De facto, com o tempo o rio diminui o caudal escava as formações que em determinada altura correspondiam ao leito ou seja, Os sedimentos que se encontram nos terraços superiores são mais antigos do que os que se encontram nos terraços inferiores. No diagrama ilustrado nesta figura, (a) Os depósitos de planície de inundação abandonados, (b) Os depósitos de planície de inundação e (c) Os diques marginais naturais, associados ao rio são bem visíveis dentro do canal activo, os quais, contrariamente, aos de natureza turbidítica estão sempre muito acima da base do leito do rio. Os depósitos marginais, originados nas margens dos canais fluviais durante as enchentes, compreendem (i) Depósitos de diques marginais naturais e (ii) Rompimento de diques marginais naturais. Os primeiros formam cordões sinuosos resultantes da inundação do rio, bordam os canais fluviais o que dificulta a drenagem das planícies de inundação criando assim pântanos e lagoas. Os depósitos de diques marginais passam de maneira gradual aos depósitos de planície de inundação. Os depósitos de rompimento de diques marginais naturais são criados quando o excesso de água das cheias rompe os diques e escava um leito ou álveo (fenda de ruptura) através do dique depositando leques sinuosos ou lobados na planície de inundação. Os depósitos de planície de inundação são, obviamente, formados por sedimentos finos, uma vez que eles são depositados por decantação, na realidade, a planície de inundação funciona como uma bacia de decantação. Os depósitos fluvioglaciários)da margem proglaciária (área situada, imediatamente, à frente de um glaciar) são, fortemente, remodelados pela acção pelo degelo. Assim, função das variações de escoamento das águas proglaciárias e da quantidade de sedimentos o traçado das correntes, que é, geralmente, entrançado, é, muitas vezes escavado o que implica a formação de terraços, os quais não se devem confundir os terraços associados às planície de inundação (rio San Juan). O mesmo se passa mais a jusante, nos vales, onde o preenchimento pós-glaciário inicial é, geralmente, erodido, para depois, formar um terraço fluvioglaciário, mais baixo do que o leito das correntes de água e em relação aos terraços ditos aluviais aninhados nos terraços fluvioglaciários.

Depósito Residual (fundo de canal) ........................................................................................................................................Channel Floor Lag

Dépôt résiduel (fond de chenal) / Depósito residual (fondo de canal) / Kanalboden Lag / 频道落地滞后 / Остаточные отложения (дно канала) / Deposito residuo di canale /

Depósito, de espessura variável, por vezes, lenticular, formado pelo material mais grosseiro que uma corrente transporta e que se acumula nas partes mais profunda do leito da corrente.

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

Figura 249 (Depósito Residual, fundo do canal) - Depósitos residuais, como os ilustrados nestes afloramentos, são formados por triagem e abandono das partículas mais grandes e pesadas de uma corrente, enquanto que as mais leves e mais pequenas continuam a ser transportadas para jusante. Muitos depósitos residuais são, por vezes, englobados nos sedimentos, que transitam ao longo dos canais e são removidos por correntes laterais. Outros, ao contrário, são, relativamente, estáveis e duráveis. Todos os geocientistas sabem, por exemplo, que o ouro e outros minerais pesados são frequentes nos depósitos residuais, mas, infelizmente, eles não são tão frequentes como o cascalho (*) ou os blocos (**) dos bancos de areia. O cascalho e os blocos, relativamente, grandes, que se observam, muitas vezes, na base de muitos depósitos de vale, imediatamente acima do substrato rochoso, são, aparentemente, depósitos residuais concentrados pela repetitiva e contínua remoção das partículas mais pequenas. Um partícula bloco ou cascalho (partícula) pode ser transportado por uma corrente, pelo menos, durante as cheias ou inundações, embora os depósitos de que fazem parte essas partículas sejam, globalmente, estáveis. A deposição a ocorre quando a energia da corrente de transporte não é, suficientemente, forte para suportar as partículas transportadas e estas se depositam-se por um processo que os geocientistas chamaram hipótese de ponto nulo. Esta hipótese explica como é que os sedimentos se depositam de acordo com a granulometria dos grãos. Teoricamente, isto é a consequência da influência da energia hidráulica, a qual induz uma diminuição da granulometria, ou seja, um grão deposita-se quando a força do fluido iguala a gravidade para cada tamanho do grão. Este conceito pode também explicar porque que é que um sedimento com um determinado tamanho se pode deslocar para uma posição onde ele está em equilíbrio com os fluxos que agem sobre ele. Assim, é necessário distinguir entre um depósito residual de uma corrente (actual) e os depósitos grosseiros acumulados, anteriormente, durante períodos em que a corrente tinha uma competência maior ou quando ela transportava um quantidade maior de sedimentos (quando ela tinha maior carga). Este tipo de depósitos não é exclusivo dos ambientes fluviais. Ele encontra-se, muitas vezes, nos sistemas de deposição turbidítica e em particular com os cones submarinos de bacia (CSB), quando estes não estão conectados à ruptura inferior do talude continental. Com efeito, desde que uma corrente de turbidez entra na planície abissal, ela começa a desacelerar e a perder competência (capacidade de um curso de água transportar uma sedimento com um peso máximo compatível coma sua velocidade), o que permite, que as partículas mais grossas, que elas transportam se depositem, em geral, em pequenas anomalias negativas do substrato, que favorecem a desaceleração e formam depósitos residuais a várias centenas de metros ou mesmo quilómetros a montante do lóbulo principal. Todavia, a energia desenvolvida por um curso de água, turbidítico ou não, isto é, a sua potencialidade de erosão, é proporcional ao seu débito (volume de água por unidade de tempo) e ao quadrado da sua velocidade, a qual vária ao longo da sua trajectória (***). Este tipo de depósitos é muito conhecido no fliche dos Alpes suíços, onde eles são muito ricos em minerais pesados que, por vezes, podem ser explorados economicamente. No modelo geológico dos sistemas turbiditos grandes (tipo I de E. Mutti), ilustrado na figura 250, os depósito residuais são, quase sempre, presentes na zona de transporte entre os lóbulos de areis turbidíticos grandes e rebordo da bacia. Isto significa que eles estão associados com a discordância de base do ciclo sequência e não com a paraconformidade que correlaciona, a jusante, com a discordância (superfície de erosão) o que sugere que, muito provavelmente, eles correspondem ao preenchimento de uma depressão causada pela erosão da corrente turbidítica.

(*) O cascalho é um sedimentos cuja granulometria varia desde areão/grânulo (diâmetro 2-4 mm) até bloco muito grande (diâmetro 2048-4096 mm), que sãO os constituintes das rochas sedimentares denominadas conglomerados ou brechas, as quais são, na realidade, ruditos.

(**) Os blocos, que podem ser pequenos, médios, grandes e muito grandes, são sedimentos cujo diâmetro varia respectivamente entre 256-512 mm, 512-1024, 1024-2940mm e 2048-4096 mm.

(***) No caso de uma corrente fluvial a velocidade não é constante em toda a secção ; ela é máxima um pouco abaixo da superfície, no plano médio da corrente e mínima no fundo do leito próximo das margens.

Depósito Residual (turbiditos)...............................................................................................................................................................................Lag Deposit

Dépôt residual (turbidites) / Depósito residual (turbiditas) / Residual Anzahlung (Turbiditen) / 剩余的存款（浊流）/ Задержанные наносы / Concentrazioni residue (di frammenti grossolani), Deposito residual (torbiditi) /

Acumulação de material grosseiro na parte inferior do talude continental, perto da ruptura da inclinação, isto é, ligeiramente, a montante dos cones submarino de bacia. Os depósitos residuais depositam-se quando uma corrente turbidítica começa a perder competência. Em qualquer corrente, quer ela seja turbidítica ou não, o material mais grosseiro é transportado na base da corrente com uma velocidade inferior à do material mais fino. Quando uma corrente começa a desacelerar, naturalmente, o material mais grosseiro é deixado para trás e deposita-se, em geral, preenchendo pequenas anomalias batimétricas.

Ver: " Cone Submarino da Bacia "
&
" Turbiditos "
&
" Vale Cavado (inciso)"

Figura 250 (Depósito Residual, turbiditos) - O esquema superior representa uma carta geológica de um Sistema Turbidítico Grande (STG), que E. Mutti chamou de Tipo I. O esquema inferior representa o perfil geológico A'A do sistema representado no esquema superior (o perfil está localizado pela linha horizontal A'A). As características principais de um sistema turbidítico grande (STG) (*), no qual os depósitos residuais são frequentes, a montante dos lóbulos de areia em camadas espessas, são as seguintes: (i) Ele desenvolve-se em condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar acima ou ao nível do rebordo da bacia), mas de preferência quando o rebordo da bacia coincide com a ruptura da superfície de deposição costeira, isto é, quando a bacia não tem plataforma continental ; (ii) As correntes de turbidez são, normalmente, induzidas por instabilidades do rebordo da bacia que coincide com o rebordo da planície costeira (rebordo continental) que produzem rupturas por deslizamento, no talude continental superior ou por uma erosão submarina importante ; (iii) As correntes de turbidez são muito importantes e transportam, para as partes profundas bacia, uma grande quantidade de sedimentos ; (iv) Ao longo do talude continental não só nenhuma deposição significativa ocorre, mas, ao contrário, localmente, as correntes turbidíticas, erodem o talude continental ; (v) Ao longo do talude continental e de montante para jusante, três sectores se podem reconhecer: 1) Zona de Fonte ou de produção de sedimentos (Zf) ; 2) Zona de Transporte (Zt) e 3) Zona de Deposição (Zd). Nestas condições, quando as correntes de turbidez atingem a ruptura de inclinação inferior do talude continental, elas têm uma competência de transporte tão grande que os sedimentos são transportados, por vezes, durante várias dezenas de quilómetros dentro da planície abissal. Muitas vezes, os lóbulos de areia em camadas espessas podem ficar desconectados dos sedimentos imediatamente sobrejacentes, isto é, estar directamente, fossilizados pelos sedimentos profundos do prisma de nível baixo do ciclo sequência. A zona de transporte (Zt) permite, que as partículas mais grossas se depositem em pequenas anomalias negativas do substrato, provavelmente, criadas pela erosão das correntes e formem os chamados depósitos residuais, os quais são, mais ou menos, distantes do lóbulo principal. A zona de transporte (Zt) é a jusante da zona da fonte dos sedimentos (Zf), e a montante da zona de deposição (Zd). Neste modelo geológico proposto por E. Mutti, as condições geológicas são de baixo nível do mar, uma vez que o nível do mar está ao mesmo nível que o rebordo da bacia ou ligeiramente mais baixo. Nestas condições, os rios descarregam os sedimentos sobre o talude continental criando correntes de gravidade. Dos esquemas geológicos ilustrados nesta figuras pode dizer-se: (i) A discordância (linha ondulada vermelha) e a paraconformidade correlativa (linha contínua vermelha) enfatizam o limite inferior do ciclo sequência na base do qual se depositaram os cones submarinos ; (ii) A discordância (superfície de erosão e a paraconformidade correlativa, foram induzidas por uma descida significativa do nível do mar relativo que pôs nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia ; (iii) As correntes turbidíticas produzem, ao longo do talude continental, uma erosão submarina que, localmente, pode ser importante ; (iv) A linha da costa corresponde, mais ou menos, ao rebordo continental (a bacia não tem plataforma continental) é sublinhada por cicatrizes de rupturas que marcam, sublinham o início da fonte dos sedimentos ; (iv) Ruptura do talude continental superior são igualmente possíveis ; (v) Na parte inferior do talude continental, localmente, formam-se depressões de erosão, as quais mais tarde são preenchidas por sedimentos grosseiros formando o que os geocientistas chamam depósitos residuais ; (vi) A jusante da ruptura de inclinação da base do talude continental, as correntes de turbidez entram em desaceleração e depositam-se os lóbulos turbidíticos que em geral correspondem a lóbulos de areia em camadas espessas ; (vii) Nos sectores distais dos lóbulos turbidíticos a espessura das camadas de areia diminui consideravelmente ; (viii) Os lóbulos de areia em camadas espessas de E. Mutti correspondem aos cones submarinos de bacia (P. Vail), o que quer dizer que E. Mutti segue modelo de P. Vail, quando há uma descida significativa do nível do mar, mas admite também a possibilidade de deposição de sistemas turbidíticos em condições geológicas de nível alto, o que não é o caso de P. Vail.

(*) Depósito associado aos cones submarinos profundos que corresponde ao Tipo ou Subestágio I de E. Mutti. Frequentemente, estes turbiditos amalgamados são localizados na parte central dos lóbulos turbidíticos. Eles são compostos de um empilhamento de depósitos produzidos por correntes turbidíticas consecutivas (muito separadas no tempo). A espessura deste depósitos pode exceder várias centenas de metros. Pode dizer-se, que estes depósitos são caracterizados por uma presença muito fraca de níveis argilosos (o que contrasta com os turbiditos laminados).

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Ultima actualização : Junho, 2017