Depósito Residual de Ravinamento......................................................................................Ravinement Lag Deposit

Dépôt résiduel de ravinement / Depósito de ravinamento / Ravinement Lag Anzahlung / 冲刷滞后存款 / Осадочные отложения, образованные вымыванием / Deposito residue di ravinement /

Depósito associado com uma superfície de ravinamento.

Ver: " Superfície de Ravinamento "
&
" Intervalo Transgressivo "
&
" Erosão "

Figura 251 (Depósito Residual de Ravinamento) - As superfícies de ravinamento e depósitos associados são frequentes nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, os quais são induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem e cuja duração varia entre 0.5 My e 3-5 My. Estes intervalos transgressivos depositam-se em condições geológicas de nível alto (do mar), isto é, quando o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia (não confundir com rebordo continental com o qual ele pode, em certas condições, coincidir mais ou menos), o que acontece desde que uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) inunda a planície costeira do prisma de nível baixo (onde se encontra o rebordo continental). Dentro de um um ciclo sequência, desde que uma bacia sedimentar tem uma plataforma continental, a cada subida do nível do mar relativo ou seja do nível do mar, local, referenciado a um determinado ponto da superfície terrestre, o qual pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental), a linha da costa (mais ou menos a ruptura de inclinação da superfície de deposição) desloca-se para o continente. Um tal deslocamento, para montante, da linha da costa produz uma erosão (embora pequena) da topografia pré-existente, o que cria uma superfície de ravinamento. Esta superfície é, mais tarde fossilizada, pelos sedimentos que se depositam durante a fase de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha e durante a qual se depositam os sedimentos que constituem o paraciclo sequência associado é subida do nível do mar relativo. Durante a deposição do ciclo sequência, que como dito antes se deposita durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, a linha da costa desloca-se, progressivamente, para o mar à medida que os sedimentos se depositam formando uma regressão sedimentar. É, mais ou menos, isto que está ilustrado nos esquemas desta figura. No esquema superior (Tempo 1), a geometria progradante dos sistemas de deposição caracteriza a regressão sedimentar desenvolvida durante o período de estabilidade relativa do nível do mar entre duas subidas do nível do mar relativo consecutivas entre as quais não há nenhuma descida (entre dois paraciclos eustáticos). Durante o Tempo 1, a linha da costa está a montante do rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. O esquema intermediário (Tempo 2), ilustra a ingressão marinha, isto é, a subida do nível do mar relativo, que inundou uma parte dos sedimentos depositados anteriormente, quer isto dizer durante o ciclo sequência anterior. Durante a ingressão marinha, glossifungitos (icnofácies que representa um conjunto de tocas quer verticais, forma de U, ou pouco ramificada que ocorrem em lamas e siltitos compactos, mas não litificados, ou em lamas carbonatadas e lodos intertidais (zona entremarés ou região entremarés ou seja o nome dado aos ambientes marinhos à zona do substrato litoral que fica exposta ao ar apenas durante a baixamar e submersa durante a preiamar). Estas estruturas são fossilizados pelas progradações dos sedimentos depositados durante a fase de estabilização do nível do mar, que se segue à ingressão marinha, ou seja durante a regressão sedimentar. As superfícies de ravinamento e os depósitos que as fossilizam, ocorrem, unicamente, em condições de nível alto do mar. Todavia, há uma diferença muito importante se o nível do mar relativo sobe em aceleração ou em desaceleração, quer isto dizer se as ingressões marinhas são cada vez mais importantes (intervalo transgressivo, IT) ou se elas são cada vez mais pequenas (prisma de nível alto, PNA). Durante a primeira fase de desenvolvimento de um prisma de nível alto, quer isto dizer enquanto a bacia tem uma plataforma continental a formação de glossifungitos e seus preenchimentos é possível, mas depende da lâmina de água). Todavia, o sector proximal é, muitas vezes, subaéreo. Durante a 2 fase do desenvolvimento do prisma de nível alto, ou seja, quando a bacia não tem mais plataforma, a formação de superfícies de ravinamento é impossível. Em outros termos pode dizer-se que quando há agradação e progradação (progradações sigmóides) a formação de superfícies de ravinamento é provável, o que não é o caso quando a configuração interna do prima de nível alto é oblíqua (praticamente sem agradação).

Depósito de Talude (apron, avental)...................................................................................................................................................................................Apron

Tablier, Dépôt de talus / Apron, Depósito de talud / Schürze (Geologie), Slope Anzahlung / 围裙（地质）, 边坡存款 / Фартук (геология), Отложения на склоне / Apron (geologia), Deposito di pendenza, Deposito di versante

De maneira geral, os depósitos de talude incluem todos os sedimentos depositados no talude continental: (i) Cones submarinos do talude (CST) ; (ii) Sedimentos progradantes do prisma de baixo nível (iii) Sedimentos progradantes do prisma de nível alto. De maneira restrita, são os depósitos argilosos da base dos cones turbidíticos do talude (CST). Os depósitos de transbordo, de preenchimento e os diques marginais naturais depositam-se sobre os depósitos de talude (apron, avental), que, em certos casos, se depositam, directamente, sobre os cones submarinos da bacia (CSB). Sinónimo de Avental.

Ver: « Cone Submarino de Talude »
&
« Cone Submarino de Bacia »
&
« Avental »

Figura 252 (Depósito de Talude) - Neste esquema estão representados os sistemas turbidíticos associados com uma descida significativas do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia ou do que a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (rebordo continental), quando a bacia não tem plataforma continental. Estes sistemas turbidíticos estão associados com as discordâncias (superfícies de erosão) e depositam-se durante períodos geológicos de nível baixo (do mar), o que não é o caso de certos depósitos turbidíticos de E. Mutti (1995), que se depositam quando nível do mar está mais alto do que rebordo da bacia. No modelo de deposição dos turbiditos de P. Vail, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST) são os únicos subgrupos de cortejos de bacia que se depositam durante as descidas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Todos os outros subgrupos de cortejos sedimentares que constituem um ciclo sequência, ou seja, o prisma de nível de nível baixo (PNB), o intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA) depositam-se quando o nível do mar relativo sobe, uma vez que os sedimentos, que os compõem, necessitam de um aumento de espaço disponível (acomodação) para se depositarem. Neste esquema, ao nível de um ciclo sequência, acima do substrato (sedimentos de um ciclo sequência subjacente ou do soco), na planície abissal da bacia, depositaram-se os cones submarinos de bacia (CSB), que enfatizam, com um erro mínimo, a idade da discordância que limita a base do novo ciclo sequência. Os cones submarinos de bacia (CSB), cujos limites superior e inferior são abruptos, depositam-se, mais ou menos, horizontalmente. Eles têm uma forma planar, quando as dimensões são significativas e, mais ou menos, monticular quando a a sua extensão é mais reduzida. Por outro lado, a sua configuração interna é paralela. Por cima dos cones submarinos de bacia (CSB), em geral, depositam-se os cones submarinos de talude (CST), cuja geometria ondulada, com biséis de progradação em direcções opostas (estruturas em asas de gaivota em voo), é característica. Por vezes, os cones submarinos de bacia podem estar desconectados da base do talude continental e, nesse caso, eles são, raramente, cobertos pelos cones submarinos de talude. Como ilustrado neste esquema geológico, cada cone submarino de talude (CST), é composto por vários corpos sedimentares: (i) Depósitos de Talude, que formam o avental ou base do cone ; (ii) Depósitos de Transbordo, que entre eles definem uma depressão, geralmente chamada, de maneira errada, canal, ao longo da qual as correntes se escoam ; (iii) Depósitos de Preenchimento que fossilizam a depressão entre os diques marginais naturais turbidíticos ; (iv) Diques Marginais Naturais Turbidíticos, que na parte proximal têm uma fácies arenosa ; (v) Rochas Argilosas Distais e (vi) Rochas Argilosas ou Argilitos de Abandono, as quais se depositam-se na parte superior dos depósitos de preenchimento. A morfologia dos registos eléctricos dos depósitos turbidíticos, quer eles sejam de bacia ou de talude é típica: a) Os limites dos cones submarinos da bacia (CSB) têm no RG (raio gama) e PS (potencial espontâneo) abruptos o que dá uma geometria, mais ou menos, cilíndrica para cada conjunto de cones turbidíticos de bacia ; b) Os depósito de talude têm um PS e RG de fraca amplitude ; c) Os depósitos de transbordo têm um PS e RG, mais ou menos, oscilantes, quer isto dizer, que eles são estrato e granocrescentes para cima, na parte inferior, e na parte superior, estrato e granodecrescentes para cima e d) Os depósitos de preenchimento têm um PS e RG de depósitos grano e estratodecrescentes para cima, em particular quando a fácies é arenosa. Partindo do princípio que os poços de pesquisa petrolífera A, B e C foram perfurados nos mesmos cones submarino de talude, as diagrafias eléctricas, sugerem uma localização que é difícil de refutar. Elas mostram, claramente que: (a) Os arenitos que preenchem a depressão entre os diques marginais naturais são as rochas-reservatório potenciais mais prováveis ; (b) Que os intervalos arenosos dos diques marginais naturais são pouco espessos e de extensão limitada (eles podem ser, unicamente, considerados como rochas-reservatório adicionais) ; (c) Que uma comunicação entre as rochas-reservatório potenciais, ou seja, que um preenchimento das depressões ou canais (em caso de erosão) e dos diques marginais naturais turbidíticos é pouco provável, embora possível.

Depósito de Tempestade e Tsunami..............................................................................Storm & Tsunamis Deposit

Dépôt de tempête et tsunami / Depósito de tempestad y tsunamis / Sturm Anzahlung & Tsunamis / 风暴沉积与海啸 / Отложения, образовавшиеся в результате шторма или цунами / Deposito di tempesta e tsunami /

Depósito, muitas vezes, arenoso depositado a montante da praia pelos tsunamis e pelas grandes tempestades, particularmente, pelos furacões, quando eles inundam as regiões litorais. Uma identificação correcta nos registos geológicos das camadas depositadas por um tsunami ou de um depósito da tempestade é essencial para avaliar a frequência destes eventos e assim prognosticar o risco que eles podem produzir.

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

Figura 253 (Depósito de Tempestade e Tsunami) - Tempestades e tsunamis ocorrem nos oceanos, quer à escala geológica (medida em milhares, milhões ou até bilhões de anos), quer à escala histórica ou humana, quer isto dizer, à escala das dezenas, centenas e até milhares de anos. As tempestades, que são fenómeno atmosféricos marcados por ventos e chuvas fortes, trovoadas, relâmpagos, etc., estão associadas a condições meteorológicas particulares e aos cúmulo-nimbos (tipo de nuvem caracterizada por um grande desenvolvimento vertical, que se formam a partir do desenvolvimento de cúmulos que, por ação de ventos ascendentes, ganham massa e volume e passam a ser cumulus congestus e, no auge de sua evolução, torna-se um cúmulo-nimbo, quando atingem mais de quinze quilómetros de altura). As nuvens de tempestades formam-se quando há suficiente liberação de calor devido à condensação de gotas de nuvem e cristais de gelo (na parte fria das nuvens). As tempestades podem aparecer isoladas, ou em grupo na forma de agrupamentos convectivos, de forma, mais ou menos, desorganizada, ou na forma de linhas de tempestades, chamadas linhas de instabilidade, ou ainda quando uma das tempestades do agrupamento cresce mais que todas as outras e atinge grandes proporções (tipicamente 10 km x 10 km x 12 km em latitudes médias) como uma supercélula. Dentro das nuvens de tempestade existem movimentos verticais ascendentes e descendentes intensos, o que gera muita turbulência (mistura e introdução de ar pelo topo à medida que elas crescem). O ar que entra pelo topo das nuvens é muito seco e evapora as gotas e cristais das nuvens gerando um arrefecimento do ar e a sua descida através da nuvem, sob a forma de correntes descendentes, ao mesmo tempo que correntes ascendentes sobem devido ao aquecimento das parcelas de ar pela liberação de calor latente de condensação. As tempestades ocorrem quando a atmosfera se encontra, termodinamicamente, instável, com energia potencial disponível para ser convertida em movimento de ar ascendente dentro das nuvens e descendente fora delas e quando há convergência do vento em superfície, como, por exemplo, junto a uma frente de rajada de brisa marítima durante o período convectivo (https://pt.wikipedia.org/wiki/Tempestade). Um tsunami é uma série de ondas, de grande período, que se propagam através de um meio aquático (oceano, mar ou lago), que resultam do movimento súbito de grandes quantidades de água, provocado, geralmente, por um terremoto, deslizamento de terra submarino, impacto de um meteorito, explosão vulcânica, etc., que podem transformar-se, ao atingirem a costa, em enormes ondas de rebentação com um grande poder destrutivo. Certos tsunamis resultam do deslocamento de dois blocos falhados debaixo do mar. Recentemente, no onshore, os geocientistas começaram a estudar os depósitos induzidos pelas tempestades e pelos tsunamis e a utilizá-los para identificar as áreas onde eles são, altamente, prováveis. Estes estudos deram resultados surpreendentes. Todavia, várias questões ainda estão sem resposta, como, por exemplo: Como é que se podem diferenciar os depósitos de tsunami dos depósitos associados com as grandes tempestades ? Os depósitos de tsunamis têm um enorme potencial para registar a velocidade e profundidade do escoamento. Na Lagoa de Óbidos, em Portugal, o terramoto do 1° de Novembro de 1755, que, na realidade, correspondeu a três tremores de terra (9h 40m, 10 h e 12 h da manhã), gerou um tsunami de cerca de 15-20 m de altura com uma penetração de, mais ou menos, 2,5 km (Sousa Moreira, 1993). Quatro intervalos estratigráficos se depositaram em associação com o tsunami : (i) Argilito grosseiro ; (ii) Areia verde ; (iii) Argilitos finos e (iv) Argilitos finos com intercalações de areia. Segundo certos geocientistas parece que o terramoto do 1° de Novembro de 1755, foi o quarto terramoto importante que ocorreu na área de Lisboa. Terramotos significativos parece terem ocorrido antes de 1755: a) Em 1009 ; b) Em 1344 e c) Em 1535. Nesta fotografia estão ilustrados dois depósitos de tsunami separados por um depósito de turfa (cinzento escuro), na ilha de Phra Thong a 125 km ao norte da ilha de Phuket, na Tailândia. Estes depósitos parece terem sido induzidos por um tremor de terra que ocorreu em 1881 ao longo da fossa oceânica de Sonda, o qual produziu um tsunami com menos de 1 m de altura (segundo uma estação de controlo das marés na Índia). O tsunami de 2004, escoou-se cerca de 2 km, igualmente, sobre a planície de Phra Thong, (cobrindo os cumes e depressões intermediárias com um horizonte de areia de espessura variando entre 5-20 cm. Segundo certos geocientista, nesta mesma área, além dos tsunamis de 2004 e 1881, outros tsunami significativos ocorrem cerca XII século (550-700 anos atrás).

Depósito de Transbordo (canal)..........................................................................................................................................Overbank Deposit

Dépôt de débordement/ Depósito de desbordamiento (canal) / Ablagerung Überlauf (Kanal) / 存款溢出（频道） / Пойменное отложение / Deposito di alluvionamenti (canale) /

Depósito formado por sedimentos, geralmente, finos, transportados por suspensão a partir de uma corrente excessiva que não pode ser contida, totalmente, no canal ou na depressão (entre os diques marginais naturais, nos sistemas turbidíticos), onde ela se escoa para jusante. Este tipo de depósito encontra-se nos ambientes fluviais e turbidíticos.

Ver: " Depósito de Planície de Inundação "
&
" Depósito de Talude "
&
« Cone Submarino de Talude »

Figura 254 (Depósito de Transbordo) - Os depósitos de transbordo podem ocorrer quer nos sistemas de deposição turbidítica, quer na planície costeira, em particular, em associação com um cintura de meandros. Os depósitos de transbordo turbidíticos e os preenchimentos das depressões, por onde passaram as correntes de turbidez, estão sempre associados com os cones submarinos de talude (CST). Desde que uma corrente de turbidez encontra uma ruptura de declive importante no seu trajecto para a planície abissal, ela desacelera, perde competência e começa por depositar dois lóbulos alongados, mais ou menos, paralelos, separados por uma área em que nada se depositou. A área sem deposição corresponde à zona onde a corrente de turbidez passou com mais velocidade e transportou para mais longe os outros sedimentos. Mais tarde, se uma nova corrente de turbidez passa no mesmo lugar, ela vai, provavelmente, ser canalizada pela área de sem deposição (lei da menor energia). Se a corrente for, suficientemente, importante (espessa) em relação a depressão entre os lóbulos depositados, novos depósitos de transbordo se depositam de cada lado, sobre os já existentes, o que exagera a morfologia negativa relativa da área de passagem. Quanto maior for a depressão (se há erosão ela é mínima) entre os depósitos de transbordo mais as futuras correntes serão canalizadas. Se por qualquer razão as correntes de turbidez tomarem uma outra trajectória, as depressões entre os depósitos de transbordo serão, mais tarde, preenchidas (em retrogradação), em geral, por sedimentos arenosos. Nesta fotografia tirada por Peter A. Scholle (1999), os depósitos de transbordo visíveis na parte inferior contrastam com o preenchimento de areia de uma depressão canalizante. Não existe nenhuma erosão evidente entre eles. Nos depósitos de transbordo associados com uma cintura de meandros o mecanismo de deposição é, ligeiramente. Como ilustrado no esquema geológico desta figura, a água da precipitação concentra-se nos leitos fluviais da bacia de drenagem após escoar superficial e subterraneamente. Como a velocidade de escoamento de uma corrente depende do declive o seu leito quanto maior a declividade, maior será a velocidade de escoamento. Um diferença importante com os depósitos de transbordo turbidíticos é a presença de um leito onde a corrente fluvial se escoa. Aqui, os depósitos de transbordo fluviais correspondem a depósitos aluviais formados pelos sedimentos depositados na planície de inundação de um rio pelas águas da enchente que atravessaram ou passaram por cima dos diques marginais naturais fluviais. Como os sedimentos, que, em grande parte, são transportados em suspensão, foram deslocados para fora do canal principal, longe do escoamento mais rápido, eles, normalmente, são de grão fino. De facto as fácies mais, frequentemente, encontradas neste ambiente são areia fina, silte e argila. O estudo sedimentológico e litológico detalhado de três subambientes de transbordo na cintura de meandros vale do rio Mississipi (*), conduziu às seguintes conclusões: 1) Os depósitos de pântano, diques marginais naturais e leques de ruptura podem ser subdivididos em unidades em associação com o desenvolvimento da cintura de meandros ; 2) Os ciclos de avulsão, progradação dos diques marginais, progradação e abandono dos leques de ruptura e das lâminas de inundação estão preservados nos depósitos das bacias de inundação; 3) As fácies da bacia de inundação progradam para a bacia à medida que o diques naturais se acumulam verticalmente ao longo das margem da cintura de meandros. O desenvolvimento de uma cintura de meandros divide-se em quatro fases: A) Fase de pré-avulsão ; B) Fase de avulsão ; C) Fase precoce de cintura de meandros e D) Fase de cintura de meandros tardia. Na área de estudada, a sequência da bacia de inundação associada com a avulsão e o desenvolvimento da cintura de meandros (30 m) tem uma espessura máxima de cerca de 10 m. A avulsão é, provavelmente, registado na sequência sedimentar por uma mudança litológica de argilito azul, com detritos orgânicos depositados em águas estacionárias, para siltes de inundação e areias associadas a progradação dos diques e leques de ruptura durante a formação incipiente da cintura de meandros. Os diques superficiais (areia siltosa) exibem uma estratificação granocrescente para cima (2,5 m) que reflete a migração da curava de meandro en direcção do sítio de amostragem durante o estágio tardio do desenvolvimento do cinturão de meandros. Os depósitos superficiais dos leques de ruptura (areia siltosa), inicialmente, granocrescente para cima, durante a fase de progradação são, em seguida, granodecrescente para cima quando o leque de ruptura é abandonado (3 m).

(*) K. M. Farrell, 1987- Sedimentology and facies architecture of overbank deposits of the Mississippi River, False River Region, Louisiana,The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (SEPM), Recent Developments in Fluvial Sedimentology (SP39), 1987

Derrame de Fenda................................................................................................................................Crevasse Splay, Crevasse-Deposit

Éventail de crevasse / Derrame de ruptura / Crevasse -Hinterlegung / 决口存款 / Конус прорыва прируслового вала / Crepaccio deposito /

Corpo sedimentar de geometria, geralmente, lobular, depositado na planície de inundação de um rio a partir da água que se escapou da corrente principal por uma fenda.

Ver: « Deposição Fluvial »
&
« Inundação & Regressão Sedimentar »
&
« Corrente de Escape (turbiditos) »

Figura 255 (Derrame de Fenda) - Como ilustrado nesta figura, uma derrame ou leque de fenda é um pequeno leque aluvial, que se forma na planície de inundação de um rio, quando a corrente é muito carregada de sedimentos e arrebenta um dos diques marginais naturais fluviais que a borda criando uma fenda de ruptura. Embora o material sedimentar seja, principalmente, transportado em suspensão (silte e argila), material mais grosseiro pode ser transportado a partir da parte profunda da lamina de água que cobre a planície de inundação. Desde que a velocidade diminui, o material sedimentar deposita-se. A superfície do derrame é, por vezes, caracterizada por distributários e canais entrelaçados. A granulometria diminui com a distância à fenda de ruptura. O material mais grosso deposita-se mais perto do ponto de ruptura do dique marginal. Os sedimentos agradam o topo da fenda e progradam em direcção da planície de inundação. A estrutura de um derrame de fenda é, quase sempre, caracterizada por uma heterogeneidade importante, várias inundações, escoamentos profundos e de superfície e uma rápida sedimentação. Certos geocientistas definem um derrame de fenda como a topografia, que resulta no local onde um dique marginal natural (ou artificial) é rompido, normalmente, durante uma cheia. Uma vez que a água carregada de sedimentos passa a ruptura (fenda), ela dispersa os sedimentos transportados na bacia de inundação formando um leque ou cone sedimentar. Função da quantidade da descarga através da fenda de ruptura e da carga sedimentar os componentes de um derrame de fenda podem ser diferentes. O componente mais frequente é um canal de derrame o qual tem tendência a formar canais distributivos a partir da fenda de ruptura como é o caso ilustrado nesta figura. Neste derrame de fenda, quatro canais distributivos, pelo menos, podem pôr-se em evidência, com dois muito importantes, que formam mesmo cordões entrançados entre os quais a água, que se desviou do canal principal se escoa, paralelamente, a este. Em muitos casos, pode falar-se de derrames de fenda com diferentes lóbulos. Os canais dos derrame de fenda podem ter diques marginais naturais, mais ou menos, sinuosos, que se formam durante os períodos de cheia. Em geral, e ao contrário do que está ilustrado nesta fotografia, os derrames de fenda, que também são chamados derrames de crevasse, formam-se de preferência nos bancos opostos às barras de meandro (acumulação de limo, areia, areão ou cascalho, pouco ou não consolidada, depositada na água frouxa na parte convexa de um meandro), onde a geometria é côncava e onde a erosão se faz mais sentir. Os derrames de fenda, em geral, são mais frequentes no lado onde se depositam os diques marginais naturais, os quais correspondem a uma agregação de depósitos de inundação e, por isso, indicam não só natureza dos sedimentos transportados, mas também os regimes de escoamento do rio durante períodos que variam entre 100 e 1 000 anos. Um estudo sedimentológico e litológico detalhado dos depósitos de transbordo na cintura de meandros vale do rio Mississipi (*), conduziu às seguintes conclusões: 1) Os depósitos de pântano, os diques marginais naturais fluviais e os derrames de fenda (leques de ruptura) podem ser subdivididos em unidades litológicas em associação com o desenvolvimento da cintura de meandros ou cintura de meandros ; 2) Ciclos de avulsão, progradação dos diques marginais, progradação e abandono dos derrames de fenda e das lâminas de inundação estão preservados nos depósitos das bacias de inundação ; 3) As fácies da bacia de inundação progradam para aparte central à medida que os diques naturais se sobrepõem, verticalmente, ao longo das margem dos meandros. O desenvolvimento de uma cintura de meandros divide-se em quatro fases: A) Fase de pré-avulsão ; B) Fase de avulsão ; C) Fase precoce de cintura de meandros e ç) Fase tardia de cintura de meandros. Na área de estudada, o intervalo sedimentar da bacia de inundação associada com a avulsão e o desenvolvimento da cintura de meandros (30 m) tem uma espessura máxima de cerca de 10 m. A avulsão é, provavelmente, registado na série sedimentar por uma mudança litológica de argilito azul, com detritos orgânicos depositados em águas estacionárias, em siltes de inundação e areias associadas a progradação dos diques e derrames de fenda durante a formação incipiente da cintura de meandros. Os diques naturais superficiais (areia siltosa) exibem uma estratificação granocrescente para cima (2,5 m) que reflete a migração do meandro durante o estágio tardio do desenvolvimento da cintura de meandros. Os depósitos superficiais dos derrames de fenda (areia siltosa), inicialmente, granocrescente para cima, durante a fase de progradação são, em seguida, granodecrescente para cima quando o leque de ruptura é abandonado (3 m).

(*) K. M. Farrell, 1987- Sedimentology and facies architecture of overbank deposits of the Mississippi River, False River Region, Louisiana,The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (SEPM), Recent Developments in Fluvial Sedimentology (SP39), 1987

Descarregamento por Erosão................................................................................................................................................................Unloading

Déchargement par érosion / Descarga por erosión / Entladung / 卸载 / Разгрузка (опорожнение) / Scaricamento, Scarico da erosione /

Diminuição da pressão confinada produzida por uma erosão das rochas sobrejacentes. Desta diminuição resulta, muitas vezes, uma expansão das rochas subjacentes que é acompanhada pela formação de fracturas de relaxamento.

Ver: " Glacioeustasia "
&
" Erosão "
&
" Levantamento Tectónico "

Figura 256 (Descarregamento por Erosão) - O Mar do Norte corresponde à sobreposição de quatro tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que de baixo para cima são: (i) Soco ou cadeia de montanhas dobradas do Proterozóico ; (ii) Cadeia de montanhas dobradas do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de Pérmico / Jurássico, nas quais se depositou um espesso intervalo salífero e (iv) Bacia cratónica de idade Mesozóico / Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional deste offshore, cuja localização, entre o Reino Unido e a Noruega, é mostrada na carta geográfica reconhece-se, facilmente, uma margem continental divergente abortada e não rifte abortado como dizem certos geocientistas (*). De baixo para cima é, relativamente, fácil identificar: (i) O Manto (**)que é a camada terrestre subjacente debaixo da crusta e que se estende desde uma profundidade de cerca de 30 km (bastante menos nas zonas oceânicas) até 2 900 km ; (ii) A Descontinuidade de Moho ou Mohorovičić, descontinuidade na velocidade das ondas P ou ondas primárias, que têm as maiores velocidades e se propagam longitudinalmente, e assim são as primeiras a ser registadas pelos geofones, que marca o limite entre os gabros e os peridotitos subjacentes ; (ii) O Soco ; (iii) O Substrato Paleozóico ; (iv) As Bacias de Tipo Rifte Mesozóicas, associadas a um alongamento da crusta continental induzido por regime tectónico extensivo (σ1 vertical) e (v) Uma Bacia Cratónica Cenozóica. Nesta região, o regime tectónico extensivo, provavelmente, induzido por uma anomalia térmica profunda, não foi suficiente para romper a crusta continental (não há evidência de alastramento oceânico) ou, então, a anomalia térmica deslocou-se, lateralmente, para outra região. De qualquer maneira, não houve individualização de duas placas litosféricas e assim, em vez, de se formarem duas margens divergentes de cada lado de uma crusta oceânica recente e por cima da crusta continental, formou-se, unicamente, uma bacia cratónica por cima da crusta continental. Esta região nunca foi submetida a regimes tectónicos compressivos e, assim as deformações observadas nesta tentativa de interpretação, são, principalmente, em extensão (os sedimentos foram alargados e não encurtados). Isto parece verdade, não só para as deformações induzidas pelo sal (halocinese), mas também para o levantamento isostático (***) observado na parte Este da região. As estruturas antiformas (não anticlinais) induzidas pelo sal são em extensão. As deformações associadas ao levantamento isostático (que ainda hoje continuam), o qual resulta da fusão da calota glaciária que cobria a parte Norte da Europa, são, como as deformações induzidas pelo levantamento criado pelos domas de sal, estruturas em extensão. A erosão associada ao levantamento isostático, que é evidente na parte Este desta tentativa, provocou um descarregamento importante das pressões da coluna sedimentar subjacente. Sobre este assunto, os biséis superiores por truncatura no fundo do mar são mais que significativo. O exemplo do levantamento por acção de ajustamento isostático aqui ilustrado (Escandinávia), que ocorre desde o último período de deglaciação parece estar a causar desequilíbrio isostático noutras regiões. Assim, muitos geocientistas pensam que o afundamento da Holanda é uma consequência do levantamento da Escandinávia.

(*) Uma margem divergente abortada, isto é, uma margem divergente que não se formou é a consequência de um deslocamento importante da zona de ruptura da litosfera do supercontinente. No caso particular do Mar do Norte, a zona de ruptura que estava localizada, mais ou menos, na área de “Rockwall Trough” deslocou-se para a Islândia onde se encontra, actualmente, a dorsal média Atlântica.

(**) A diferenciação do manto iniciou-se há cerca de 3,8 Ga, quando a segregação gravimétrica dos componentes do protoplaneta Terra produziram estratificação actual, que difere muito da crusta terrestre pela composição química e seu comportamento mecânico, o que se traduz pela existência de uma nítida e abrupta alteração nas propriedades físicas dos materiais (descontinuidade), que ficou conhecida como descontinuidade de Mohorovičić (ou simplesmente Moho).

(***) A isostasia tenta interpretar as compensações litostáticas que ocorrem em profundidade no manto ao nível da crusta terrestre. O princípio do ajustamento isostático afirma que a litosfera, que é densa e rígida, encontra-se a flutuar sobre a astenosfera, que é consideravelmente mais densa e plástica. Quando se dá alguma alteração no relevo litosférico, ocorre, ao nível do manto uma compensação de levantamento ou afundamento da crusta, de modo a compensar a alteração. Processos como a erosão e o degelo originam anomalias isostáticas negativas, obrigando a litosfera a compensá-las por levantamento. Enquanto que processos como a sedimentação e as glaciações, originam anomalias isostáticas positivas, obrigando a litosfera a compensá-las por afundamento (http://geoexploradoras.blogspot.ch/ 2011/10/ajustamento-isostatico.html).

Descida em Aceleração (nível do mar)................................................................................................Acelerated Sea Level Fall

Chute en accélération (niveau de la mer) / Descenso en aceleración (nivel del mar) / Beschleunigte Meeresspiegel fallen / 加速海平面下降 / Ускоренное снижение (уровня моря) / Caduta di livello del mare in accelerazione /

Uma das quatro zonas que podem ser distinguidas dentro de um ciclo eustático de 3a ordem: (i) Descida em Desaceleração (depósito dos cones submarinos de talude) até que o nível do mar não desce mais (1a derivada negativa, 2a derivada positiva ou seja a função, quer isto dizer, a curva, é decrescente côncava)) ; (ii) Subida em Aceleração e depósito do prima de nível baixo e do intervalo transgressivo (1a derivada positiva e 2a derivada positiva, a função é crescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão que marca a taxa máxima de subida do nível do mar relativo ; (iii) Subida em Desaceleração e depósito do prisma de nível alto (1a derivada positiva e 2a derivada negativa, a função é crescente e a sua geometria convexa) até ao ponto em que nível do mar não sobe mais (derivada zero) e (iv) Descida do nível relativo do mar em aceleração depósito do prisma de nível alto e do prisma de bordadura da bacia (1a derivada negativa e 2a derivada negativa, a função é decrescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão (1a derivada máxima) que marca o limite do ciclo eustático.

Ver: " Ciclo Eustático de 3a Ordem)"

Descida em Desaceleração (nível do mar).............................................................................Decelerated Sea Level Fall

Chute en décélération (niveau de la mer) / Caída en desaceleración (nivel del mar) / Verlangsamte Meeresspiegel fallen / 减速海平面下降 / Замедленное снижение (уровня моря) / Caduta di livello del mare in accelerazione /

Uma das quatro sectores que podem ser distinguidos na curva de um ciclo eustático de 3a ordem: (i) Descida em Desaceleração (depósito dos cones submarinos de talude) até que o nível do mar não desce mais (1a derivada negativa, 2a derivada positiva ou seja a função, quer isto dizer, a curva, é decrescente côncava)) ; (ii) Subida em Aceleração e depósito do prima de nível baixo e do intervalo transgressivo (1a derivada positiva e 2a derivada positiva, a função é crescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão que marca a taxa máxima de subida relativa ; (iii) Subida em Desaceleração e depósito do prisma de nível alto (1a derivada positiva e 2a derivada negativa, a função é crescente e a sua geometria convexa) até ao ponto em que nível do mar não sobe mais (derivada zero) e (iv) Descida do nível relativo do mar em aceleração depósito do prisma de nível alto e do prisma de bordadura da bacia (1a derivada negativa e 2a derivada negativa, a função é decrescente e a sua geometria côncava) até ao ponto de inflexão (1a derivada máxima) que marca o limite do ciclo eustático.

Ver: " Ciclo Eustático de 3a Ordem)"

Descida do Nível do Mar Relativo ...........................................................................................Relative Fall of Sea Level

Chute relative (níveau de la mer) / Descenso relativo (nivel del mar) / Relativen Rückgang des Meeresspiegels / 海平面相对下降 / Относительное снижение (уровня моря) / Caduta relativa del livello del mare /

Descida aparente do nível mar em relação à superfície de deposição subjacente. Uma descida do nível mar relativo pode ser criada, quando o nível do mar absoluto ou eustático desce e a superfície de deposição sobe, resta estacionária ou desce lentamente. Da mesma maneira, uma descida do nível do mar relativo pode ser criada, quando o nível do mar é estacionário e a superfície de deposição sobe, ou quando o nível do mar sobe e a superfície de deposição sobe mais rapidamente. Uma descida do nível do mar relativo reconhece-se pelo deslocamento para o largo e para baixo dos biséis de agradação costeiros.

Ver: " Subida do Nível do Mar Relativo "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Agradação "

Figura 257 (Descida do Nível do Mar Relativo, nível do mar) - Na estratigrafia sequencial é fundamental diferenciar: (i) O Nível do Mar Relativo, o qual é, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou o fundo do mar e (ii) O Nível do Mar Absoluto ou Eustático (*), que é, global, e referenciado quer ao centro da Terra quer a um satélite radar (**). Obviamente, o nível do mar relativo e resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico é em compressão). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do onshore de Timan-Pechora (Rússia), a discordância principal (em tracejado vermelho) é uma superfície de erosão, que foi causada por uma descida significativa do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Ela limita, superiormente, sedimentos, que foram truncados (sedimentos subjacentes) e sedimentos, que repousam contra ela (sedimentos sobrejacentes) por biséis de agradação costeiro. Os sedimentos subjacentes à discordância foram, parcialmente, erodidos como o sugerem os biséis superiores por truncatura e também pela variação de espessura do intervalo sedimentar imediatamente debaixo da discordância. Os sedimentos sobrejacentes, que fossilizam a superfície de erosão (discordância) por biséis de agradação, neste caso biséis de agradação costeiros, que são, particularmente, bem marcados. Esta discordância foi, mais tarde, reforçada pela tectónica, que deformou a geometria original dos biséis de agradação, o que é normal tendo em linha de conta a história geológica desta região: (i) Soco de idade Proterozóico (éon entre 2,5 Ga e 542 Ma, que engloba quase metade do tempo de existência da Terra) ; (ii) Bacias de tipo rifte cobertas por uma margem divergente de idade Câmbrico / Silúrico (orogenia Baikaliana) ; (iii) Bacia interna ao arco durante o Devónico ; (iv) Margem divergente durante o Carbonífero e Pérmico Inicial com a formação da sutura Uraliana ; (v) Bacia de antepaís durante o Pérmico e Triásico Inicial com a formação da orogenia Uraliana e (vi) Bacia cratónica até ao Cretácico Tardio com uma fraca actividade tectónica. Todas as discordâncias, mesmo aquelas, que, localmente, foram reforçadas pela tectónica, são superfícies de erosão, mais ou menos, bem visíveis, induzidas por descidas do nível do mar relativo, que põem o nível do mar debaixo do rebordo da bacia ou da planície costeira, quando a bacia não tem plataforma. Quando dentro de um ciclo sequência, a bacia sedimentar não têm plataforma, praticamente, o rebordo da bacia coincide com o limite externo da planície costeira (rebordo continental), ou seja, com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, a qual corresponde, grosseiramente, com linha da costa, particularmente nas linhas sísmicas, quando a resolução sísmica é tomada em linha de conta. Mesmo quando a subsidência é importante, são as variações do nível do mar absoluto ou eustático e não a tectónica, que determinam a a ciclicidade das descidas do nível do mar relativo e, assim, a ciclicidade dos depósitos. As variações do nível do mar absoluto ou eustático são muito mais rápidas e frequentes, do que as mudanças tectónicas. Todavia, em certas bacias de antepaís, é provável que a influência da tectónica seja mais importante do que ela é, por exemplo, na evolução de uma margem divergente. A idade de uma discordância é dada pela descida do nível do mar relativo associada, a qual corresponde, mais ou menos, à idade dos cones submarinos de bacia do ciclo estratigráfico sobrejacente, cuja idade pode ser dada pelos fósseis das camadas pelágicas entre as camadas turbidíticas. Na realidade, entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes à discordância, o hiato é mínimo quando se depositam os cones submarinos de bacia do ciclo estratigráfico sobrejacente.

(*) O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

(**) Para compreender a diferença entre imagens radar e imagens clássicas basta saber que uma radiação é reflectida por todos os obstáculos cujas dimensões são comparáveis ao comprimento de onda da radiação. O comprimento de onda da luz visível é, ligeiramente inferior a um mícron (10–6 m = 0,000001 metro = 0,001 milímetro). É por isso que as nuvens são opacas. As partículas e as gotas que existem nas nuvens não permitem que a luz as atravesse. Os radares, ao contrário, têm comprimentos de cerca de 5,6 centímetros para os satélites Ers. Nada nas nuvens pode impedir a passagem de este tipo de comprimento de onda. Ao contrário, ela é reflectida pelas irregularidades do solo como seixos, vegetação, etc. (Achache, L., 2004- Sentinelles da Terra. Hachette Littératures. Paris. ISBN: 2-01-2793207)

Desconformidade..............................................................................................................................................................................................................Disconformity

Disconformité / Disconformidad / Disconformity, Nichtkonformität / 不合格 / Несогласие / Disconcordanza, Non conformità /

Quando os estratos ou reflectores sísmicos são, mais ou menos, paralelos ao limite de um ciclo estratigráfico ou quando não há grande evidência de uma terminação dos estratos ou reflectores, contra um limite de um ciclo estratigráfico. No campo, uma desconformidade não implica, necessariamente, uma erosão, a qual, em geral, quando pequena, não é visível nas linhas sísmicas. Uma determinada quantidade de erosão ocorre em todos os limites de ciclos estratigráficos. Os intervalos de tempo associados com uma discordância ou com uma desconformidade podem representar períodos, mais ou menos, prolongados, de exposição subaérea com um mínimo de erosão, como nos vales cavados, os quais, muitas vezes, têm dimensões inferiores à resolução sísmica.

Ver: " Conformidade "
&
" Discordância "
&
" Descida do Nìvel do Mar Relativo "

Figura 258 (Desconformidade) - O offshore sul da Ilha aos Ursos ou Bjørnøya (ilha europeia no Ártico localizada aproximadamente a meio caminho entre o Cabo Norte e Svalbard) é constituído por uma sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Assim, por cima de soco, provavelmente, do Pré-Câmbrico, pode distinguir-se: (i) Uma cintura dobrada do Paleozóico; (ii) Bacias de tipo rifte do Mesozóico criadas durante o alongamento da litosfera do supercontinente antes da ruptura da litosfera e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico de idade Mesozóico-Cenozóico. Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore (Noruega), as superfícies de erosão, que caracterizam as discordâncias (inferior e superior), que limitam as bacias de tipo rifte são bem individualizadas, uma vez que elas foram reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares). Ao contrário, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares considerados na margem divergente devem, pelo menos nas primeiras tentativas de interpretação, ser considerados como desconformidades, uma vez que, sismicamente, nenhuma superfície de erosão se pode pôr em evidência (pelo menos nesta tentativa). As configurações internas dos pacotes sedimentares, que formam esta margem divergente, são, mais ou menos, paralelas, e nenhuma terminação de bisel de agradação (relações geométricas entre estratos ou reflectores sísmicos, inicialmente horizontais que terminam contra uma superfície inclinada) ou progradação (relação geométrica associada ao limite inferior de um ciclo estratigráfico na qual os estratos ou os reflectores sísmicos, originalmente inclinados, terminam, a jusante, contra estratos, originalmente, horizontais ou menos inclinados) existe entre eles. Os biséis de agradação visíveis nesta tentativa de interpretação, são os que fossilizam a discordância associada a ruptura da litosfera, isto é, a discordância, que limita superiormente a bacia do tipo rifte. Na parte distal da bacia de tipo rifte, os reflectores internos foram levantados e erodidos, o que sugere, fortemente, uma fase tectónica importante, provavelmente no início do alastramento oceânico que seguiu a ruptura da litosfera. Um reajustamento das placas litosfera pode, eventualmente, ser invocado para explicar um tal encurtamento (naturalmente que esta conjectura tem que ser testada). Noutras linhas, é possível que as desconformidades possam ser consideradas como discordâncias. Se numa linha paralela, o preenchimento de um vale cavado ou canhão submarino for identificado ao longo de uma desconformidade, ela deve ser considerada, por correlação lateral, como uma discordância, isto é como uma superfície de erosão induzida por uma descida relativa do nível do mar. É por esta razão, que o geocientista encarregado da interpretação geológica dos dados sísmicos tenta sempre localizar os diferentes rebordos da bacia, onde os preenchimentos de vales cavados e os biséis de agradação são mais fáceis de pôr em evidência. Sobre este assunto é bom não esquecer que para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorocovici, quer com diferentes fácies (litologias) sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Isto quer dizer, que em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não Conformes ou Não Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com /2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Descontinuidade nos Estratos.............................................................................................................................Stratal Discontinuity

Discontinuité dans les strates / Discontinuidad de estratos / Diskontinuität der Schichten / 间断地层 / Разрыв слоев / Discontinuità degli strati /

Superfície estratigráfica criada por erosão ou por um período de tempo sem depósito.

Ver: " Concordância "
&
" Discordância "
&
" Desconformidade "

Figura 259 (Descontinuidade nos Estratos) - As descontinuidades nos estratos podem ser: (i) Discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre que pode ser a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto, que é o nível do mar referenciado ao centro da Terra ou um satélite radar, e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico é em compressão) que limitam os ciclos estratigráficos e, particularmente, os ciclos sequência ; (ii) Desconformidades (*) e (iii) Hiatos por sem deposição (intervalos de tempo referente a uma descontinuidade de sedimentação por não deposição e/ou por erosão de camadas já depositadas). Todas estas superfícies, quando representadas num diagrama cronostratigráfico, são, em geral, compostas por dois segmentos sub-horizontais separados por um talude. A idade das discordâncias é dada pela idade do hiato mínimo, o qual, na grande maioria dos casos, é localizado na base do talude ou planície abissal, onde, praticamente, há uma continuidade de sedimentação. O limite de um ciclo estratigráfico, como, por exemplo o limite inferior de um ciclo sequência, corresponde a uma superfície de erosão (discordância) a qual representa um hiato antigo criado pela erosão (pelo menos à montante do rebordo da bacia). Dentro de um ciclo sequência, um hiato mais recente do que o associado à discordância inferior, que o limita, é, geralmente, um hiato por sem deposição. Neste diagrama cronostratigráfico estão representadas: (i) A Eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) As Terminações das Reflexões ; (iii) As Descontinuidades dos Estratos, isto é, os biséis de agradação, de progradação e os biséis somitais ; (iv) Os Hiatos ; (v) As discordâncias e (vi) A Paleobatimetria (batimetria do ambiente marinho em que a sedimentação de uma unidade litológica particular ocorreu, que caracteriza um momento de história geológica na qual ele se efectuou). As superfícies principais da base das progradações (que dentro dos ciclos sequência limitam os intervalos transgressivos, IT, dos prismas de nível alto, PNA, por exemplo) e as superfícies dos biséis de agradação são, facilmente, identificadas, uma vez que as primeiras inclinam para a terra, neste caso para a esquerda, mas progradam para a direita, isto é em direcção do mar. As superfícies de agradação, que fossilizam as discordância, inclinam para a direita (para o mar), mas invadem o continente (esquerda). Os biséis somitais ou biséis superiores reconhecem-se debaixo das discordâncias, mas deslocam-se para a direita (para o mar), ao contrário dos biseis de agradação. Os hiatos máximos e mínimos reconhecem-se facilmente, o que permite uma datação, mais ou menos, correcta das discordâncias (hiato mínimo). A paleobatimetria aumenta para jusante (direita). As superfícies dos biséis de agradação, em água profunda, sugerem cones submarinos da bacia ou talude. A única maneira de datar, mais ou menos, correctamente uma discordância, é de datar os cones submarinos da bacia associados com a descida do nível do mar relativo que provocou a superfície de erosão (discordância), o que quer dizer, que em todo os outros casos, o erro da datação é muito maior. Todavia, um boa datação de um cone submarino de bacia (CSB) requere um testemunho de sondagem que contenha a camada pelágica, que recobre, normalmente, cada camada turbidítica, uma vez que ela a única que pode conter os fósseis representativos não só do ambiente sedimentar, mas também da idade da deposição.

(*) Para muitos geocientistas uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes, como é o caso da descontinuidade de Mohorocovici, quer com diferentes fácies (litologias) sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato (ausência de deposição importante). Isto quer dizer, que em geologia existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas, que são as mais importantes na estratigrafia sequencial, podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não Conformes ou Não Conformidades (que certos autores chamam Discordâncias Heterolíticas), quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica (encurtados ou alargados) ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Desnudação..........................................................................................................................................................................................................................................Denudation

Dénudation / Denudación / Denudation / 剥蚀 / Денудация (снос) / Scollate /

Conjunto dos processos geológicos que conduzem a um nivelamento ou abaixamento, progressivo, da superfície da terrestre que ele seja por desagregação, erosão, dissolução ou transporte.

Ver: " Erosão "
&
" Ciclo de Davis "
&
" Ciclo das Rochas "

Figura 260 (Desnudação) - Como ilustrado nesta fotografia do Canhão de Bryce, no Estado de Utah (EUA), o primeiro processo geológico para que uma desnudação (exposição de massas de rochas ou de uma formação à superfície, devido à remoção do material sobrejacente por erosão) seja eficiente é uma descida significativa do nível do mar relativo afim que rochas depositadas sob uma profundidade de água, mais ou menos, importante sejam exumadas e expostas à acção dos agentes erosivos (chuvas, rios, vento, neve, mar, acção das ondas, intemperismo, mas também o homem, as ondas sísmicas, os tremores de terra, o vulcanismo, etc.). Este tipo de descida do nível do mar relativo, que é ó resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento é, a maior parte das vezes, associado com a formação de margens continentais convergentes, quer induzidas por zonas de subducção do tipo A (Ampferer) ou do tipo B (Benioff), uma vez que o volume das bacias oceânicas varia (por convenção até a prova do contrário, a quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) em função do alastramento oceânico. Desde que as rochas afloram, elas são expostas à acção dos agentes de erosão e de meteorização ou intemperismo (conjunto de processos que provocam a desintegração e decomposição das rochas, em virtude da acção dos agentes atmosféricos) transformando-se, em materiais menos resistentes à gravidade, erosão e transporte, o que facilita muito a desnudação. Nas linhas sísmicas, um modelo de inversão (o processo de calcular a partir de um conjunto de observações os factores que os causaram) foi desenvolvido para determinar a quantidade de desnudação, utilizando a soma da raiz quadrada das velocidades médias derivadas do processamento dos perfis sísmicos de reflexão. Este método tem várias vantagens sobre outros métodos de determinação da desnudação, como, por exemplo, a reflectância da vitrinite (*), traços de fissão da apatite, modelação da velocidade da diagrafia acústica, etc., os quais são, mais ou menos, restritos às localizações dos poços de pesquisa. O método da raiz quadrada das velocidades, assume um decaimento da porosidade, de maneira exponencial, com a profundidade e uma relação velocidade / porosidade, o que permite computação de um perfil sintético da raiz quadrada das velocidades médias. Em seguida, os valores da desnudação, a dois níveis estratigráficos diferentes, são ajustados até que haja uma correspondência entre os valores calculados e medidos. O sucesso deste método é dependente das estimativas da porosidade inicial dos sedimentos, uma vez que existe uma relação entre a porosidade e a desnudação. Utilizando este método, os geocientistas determinaram uma desnudação entre 0,5 e 1 km ao longo da costa ocidental da África durante o Neogénico terminal (associada a um levantamento generalizado) e uma desnudação de cerca de 2,5 km para que a discordância do Oligocénico (SB. 30 Ma). A desnudação que ocorreu no Neogénico Terminal, em uma grande parte da zona costeira da África Ocidental, a qual é, perfeitamente, visível nas linhas sísmicas do offshore convencional de Angola pelos biséis somitais por truncatura que caracterizam o fundo do mar, foi provavelmente induzido pelo levantamento associado eventos térmicos ainda mal definidos. A desnudação associada com a discordância do Oligocénico (SB. 30 Ma), a qual parece ter sido induzida pela descida do nível do mar absoluto ou eustático provocada pela formação da calota glaciária da Antárctica, cujo máximo de expansão e espessura foi atingido, recentemente, durante a última idade glaciária, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. O derretimento que provocou, até hoje e sem ter em conta a extensão da plataforma de gelo associada (mar de gelo), uma retrogradação da calota de cerca de 450 km (cerca de 24 m por ano), contribuiu, fortemente, para os, mais ou menos, 130 metros de subida do nível do mar absoluto pós-glaciação. Assim pode pensar-se que a descida do nível do mar eustático a quando da formação da calota da Antárctica foi pelo menos da mesma ordem (a contribuição dos mares de gelo é nula, uma vez que a água é mais densa do que o gelo).

(*) O estudo da reflectância da vitrinite é um método chave para obter a história de temperatura das bacias sedimentares. Este método foi, inicialmente utilizada na pesquisa do carvão afim de diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão. Mais tarde tornou-se uma ferramenta de estudo da transformação do cerogénio em hidrocarbonetos. O principal atractivo deste método é determinação das faixas de temperatura que correspondem à geração dos hidrocarbonetos (60° a 120° C). Uma calibração apropriada da reflectância da vitrinite pode ser utilizada como um indicador da maturação das rochas-mãe (reflectância de 0,5 a 0,6% para a janela) e um reflectância de 0,86 a 1,1 % para fim da janela do petróleo. Isto quer dizer que a reflectância da vitrinite indica a profundidade máxima atingida pelas rochas-mãe potenciais.

Diacrónica (litologia).................................................................................................................................................................................................................Diachronous

Diachronique (lithologie) / Diacrónica (litología) / Diachrone / 历时态 / Диахронический / Diacronica /

Quando não tem a mesma idade. Em geologia, uma litologia, isto é, uma fácies, é diacrónica se ela não representa o mesmo período de tempo em todo a sua extensão.

Ver: " Litostratigrafia "
&
" Cronostratigrafia "
&
" Unidade Cronostratigrafica"

Figura 261 (Diacrónica, litologia) - Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia (offshore Este da Ilha de Bornéu), foi feita em ambientes sedimentares, isto é, independentemente das linhas cronostratigráficas, que, em geral, coincidem com os reflectores sísmicos. Este tipo de interpretação corresponde ao que os geocientistas anglo-saxões e, particularmente, os americanos, chamam de maneira errónea, interpretação em fácies. O interpretador (geocientista encarregado desta tentativa de interpretação) tentou mapear os ambientes de deposição mais prováveis à partir da geometria (rupturas de inclinação) das linhas cronostratigráficas. Nesta área, é, relativamente, fácil de identificar as sucessivas rupturas costeiras de inclinação das superfícies de deposição, as quais coincidem, mais ou menos, com os sucessivos rebordos da bacia (rebordos continentais). Durante a maior parte do tempo, ao nível dos ciclos sequência que constituem este offshore, a bacia não tinha plataforma continental. Isto é, particularmente, verdadeiro nas linhas sísmicas, uma vez que os episódios transgressivos são, pouco espessos, que eles estão debaixo da resolução das linhas sísmicas. Quando as condições geológicas de nível alto (do mar) são predominantes, o rebordo da bacia coincide com o rebordo continental, o qual corresponde, praticamente, com a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa), a qual, por sua vez, enfatiza o limite externo da planície deltaica. Pode dizer-se, que perto das rupturas costeiras de inclinação das superfícies de deposição, depositaram-se areias de frente de delta ou calcários, enquanto que a montante, na planície costeira, se depositaram siltitos, areias e rochas argilosas (argilitos). As fácies (litologia com uma fauna associada depositada num determinado ambiente sedimentar) de frente de delta (areias e calcários) são diacrónicas, uma vez que elas se depositaram em tempos geológicos diferentes, isto é, uma vez que as linhas de fácies cortam as linhas cronostratigráficas, as quais são sublinhadas pelos reflectores sísmicos. Nesta tentativa de interpretação, a planície deltaica e a frente de delta referem-se ao edifício deltaico e não a um delta particular. Na realidade, é particularmente importante não confundir um delta com um edifício deltaico. Um delta, em geral, tem uma espessura que pode variar entre alguns metros e algumas dezenas de metros, enquanto que a espessura de um edifício deltaico, como o que é aqui ilustrado (edifício deltaico da Mahakam) pode ter vários quilómetros de espessura. Confundir um delta com um edifício deltaico é como confundir um apartamento (delta) com um arranha-céus (edifício deltaico). É por esta razão, que as progradações deltaicas, que formam o talude do delta, quase nunca se podem identificar nas linhas sísmica (a maior parte das vezes elas estão debaixo da resolução sísmica). O erro mais frequente nas tentativas de interpretação das linhas sísmicas é o de interpretar um talude continental como um talude deltaico, embora, nos prismas de nível alto (PNA) ou nos prismas de nível baixo (PNB), o talude continental possa ser uma sobreposição vertical de taludes deltaicos. Esta tentativa de interpretação geológica, baseada nos padrões dos pacotes sísmicos e calibrada pelos resultados dos poços de pesquisa, corrobora a conjectura de que os reflectores sísmicos seguem linhas tempo (superfícies cronostratigráficas) e não linhas fácies (superfícies litológicas). Nos anos sessenta, quando os geocientistas das companhias petrolíferas começaram a utilizar a sísmica de reflexão na pesquisa petrolífera, os reflectores, como os ilustrados neste autotraço eram interpretados como linhas de fácies (litologia). Nessa altura, os dados sísmicos eram não migrados. As linhas sísmicas de então não tinham nada a ver com as linhas sísmicas modernas que, hoje, qualquer geocientista, com um mínimo de conhecimentos de geologia, pode interpretar, o que não era, evidentemente, o caso nessa época em que as tentativas de interpretação das linhas sísmicas era feita por geofísicos com poucos conhecimentos de geologia. Cada reflector correspondia a uma interface entre litologias diferentes (argila-areia, areia-calcário, etc.). Por exemplo, como neste autotraço, o poço C reconheceu um nível de calcário na base do poço (sublinhado em vermelho), o mesmo nível calcário devia ser encontrado nos poços B e C, quando estes atravessassem a mesma linha cronostratigráfica, isto é o mesmo reflector. Foi com estas ideias que os geocientistas, esperavam reconhecer e, sobretudo, seguir nas linhas sísmicas, as rochas-reservatório, uma vez que a impedância acústica dos arenitos é muito mais forte do que a dos argilitos do prodelta ou dos siltitos da planície deltaica. Todavia, depois de vários poços de pesquisa, os geocientistas das companhias petrolíferas (particularmente da Exxon) calibraram as linhas sísmicas, em termos geológicos, e concluíram que os reflectores sublinham linhas tempo (superfícies cronostratigráficas) e não linhas fácies (mudanças litológicas).

Diagénese................................................................................................................................................................................................................................................................Diagenese

Diagénèse / Diagénesis / Diagenese / 成岩作用 / Диагенез / Diagenesi /

Todas as mudanças físicas, químicas e biológicas sofridas pelos sedimentos desde o momento de deposição até a sua conversão em rochas sólidas e, subsequentemente, até ao início do metamorfismo..

Ver: " Deposição (carbonatos) "
&
" Compactação Diferencial "
&
" Ciclo das Rochas "

Figura 262 (Diagénese) - Depois da deposição, os sedimentos são compactados à medida, que eles são enterrados debaixo das camadas, sucessivamente, depositadas e cimentados por minerais, que se precipitam das soluções que preenchem o espaço entre os grãos, isto é, os poros. Os grãos de sedimentos, fragmentos de rochas, assim como os fósseis, podem ser substituídos por outros minerais durante a diagénese. A porosidade, ou seja, a percentagem do volume de espaço vazio ou que contém os fluídos, diminui durante a diagénese, excepto em raros casos de dissolução de certos minerais de dolomitização (*). A diagénese não inclui os processos de meteorização, isto é, os processos físicos, químicos e biológicos, que decompõem uma rocha, em geral, à superfície da Terra (pressões e baixas temperaturas) em presença do ar e água. A formação de hidrocarbonetos ou, por outras palavras, a formação do petróleo e gás a partir da matéria orgânica das rochas-mãe potenciais começa também durante a diagénese, a qual, em certos limites, se distingue mal do metamorfismo (transformação, sem mudança de estado, da estrutura ou composição química ou mineral de uma rocha que esta é submetida a condições de temperatura e pressão distintas das que a originaram ou quando recebe uma injecção de fluídos). A diferença fundamental entre diagénese e metamorfismo é, que o metamorfismo ocorre a altas temperaturas e pressões, num domínio mais profundo do que o da diagénese. Em certos processos diagenéticos, como o ilustrado nesta figura, um mineral (paleossoma ou mineral primário) pode ser substituído por outro (metassoma ou mineral secundário). Um tal processo envolve duas reacções químicas simultâneas: (i) A dissolução do mineral original (paleossoma) e (ii) A precipitação do mineral secundário (metassoma). As reacções químicas ocorrem à mesma taxa volumétrica, quer isto dizer, sem variação de volume respeitando a lei de Goguel (hipótese muito antiga que diz que durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante, mas que tomou um lugar muito importante na geologia com os trabalhos de Goguel, que introduziu o segundo princípio da termodinâmica na geologia e em particular na tectónica). Este processo é particularmente, bem ilustrado pela dolomitização da calcite na qual os cristais de dolomite substituem bioclastos de foraminíferos e equinodermes (estruturas visíveis são as imagens residuais da original estrutura dos aloquímicos (**), ou seja, dos grãos que podem reconhecer-se nas rochas carbonatadas). Pode dizer-se que por diagénese, por exemplo : (i) Um conjunto de argilas ou de silte (partículas) transformam-se num argilito ou num siltito, isto é em rochas de vasa, que quando físseis, quer isto dizer, que quando se debitam em finas lamelas paralelamente, ao planos de estratificação (difíceis de reconhecer) muito geocientistas portugueses chamam “shale” ; (ii) Um conjunto de areias transforma-se num arenito e (iii) Um conjunto de cascalho transforma-se num conglomerado. Em resumo pode dizer-se que : (i) Os vários parâmetros e processos responsáveis pela diagénese não estão reunidos de forma aleatória ; (ii) Alguns parâmetros (pressão, temperatura) variam de um modo aproximadamente linear com a profundidade, mas outros, tais como a oxidação-redução, definir limites claros (superfície limite Eh = 0 entre a zona de oxidação e a zona de redução no início diagénese ; (ii) As combinações de vários agentes permitem distinguir várias fases e várias áreas de diagénese: a) Fase Inicial ou Fase de Oxidação, durante a qual os sedimentos são depositado sob a forma de uma vasa móvel, a água permite trocas com o ambiente externo (geralmente água do mar) ; b) Fase de redução e redução, na qual a vida anaerobica predomina ; c) Fase de Compactação, que marca o início da compactação com redistribuição de material nos sedimentos (formação de cimento e concreções) e d) Fase de Consolidação na qual os sedimentos se transformam em rochas sedimentares.

(*) A dolomitização é um processo de extrema importância no âmbito da petrogénese e alteração das rochas, uma vez que este processo influência a porosidade das rochas, com implicações importantes em geologia do petróleo. Embora a dolomite se possa formar num processo sedimentar primário, com deposição de carbonato de magnésio em vez de cálcio, ela é, geralmente, associada a um processo secundário de alteração de formações ricas em carbonato de cálcio, em que ocorre substituição dos iões de cálcio por magnésio, o que implica uma recristalização a larga escala que, geralmente, faz desaparecer as estruturas sedimentares primárias. (http://geocientista.blogspot.ch/2014/04/processos-de-dolomitizacao-durante.html)

(**) Actualmente, o termo aloquímico, é utilizado, de uma maneira mais geral, e para designar uma ou várias variedades dos grandes agregados carbonatados, mais ou menos, organizados, que formam a estrutura granular da maioria dos carbonatos depositados mecanicamente. Os aloquímicos, que contrastam com o material intersticial, como, a calcite de um cimento calcário ou matriz, englobam intraclastos, oólitos, fragmentos de fósseis, etc.

Diagrama Cronostratigráfico........................................................................................................Chronostratigraphic Chart

Diagramme chronostratigraphique / Diagrama cronostratigráfico / Chronostratigraphic Diagramm / 纪年代地层表 / Хроностратиграфическая диаграмма / Schema cronostratigrafico /

Diagrama estratigráfico, no qual a escala vertical é em tempo geológico e a horizontal em metros e igual à escala da secção geológica equivalente, e no qual todas as informações estratigráficas (superfície dos biséis de agradação, superfície dos biséis de progradação, vales cavados, hiatos, discordâncias, cortejos sedimentares, etc.) podem ser ilustradas.

Ver: " Secção Geológica "
&
" Secção em Tempo (sísmica) "
&
" Tempo Geológico "

Figura 263 (Diagrama Cronostratigráfico) - Nesta figura, está ilustrada a diferença entre um corte estratigráfico (sequência de camadas ou intervalos sedimentares na ordem em que foram depositadas que mostra as relações geométricas entre elas) que, em geral, é baseado em tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, no qual a escala vertical e horizontal são métricas e o correspondente diagrama cronostratigráfico (diagrama estratigráfico, no qual a escala vertical é em tempo geológico e a horizontal em metros e igual à escala do corte estratigráfico a equivalente, afim que todas as informações estratigráficas possam ser ilustradas), no qual a escala vertical é muito diferente, uma vez que ela é em tempo geológico (milhões de anos). Quando um corte estratigráfico é coerente e exaustivo, tudo o que é evidente no diagrama cronostratigráfico estratigráfico está ilustrado no corte estratigráfico, mas é muito mais fácil de reconhecer. Como num diagrama afico, por convenção o continente é sempre a esquerda, é fácil de compreender que as superfícies definidas pelos biséis de agradação têm uma geometria montante (no tempo) para a esquerda, ou seja, elas inclinam para o mar, enquanto que as superfícies definidas pelos biséis de progradação têm uma geometria montante para a direita, uma vez que elas inclinam par o continente. Da mesma maneira pode dizer-se que as superfícies definidas pelos biséis somitais por truncatura têm, quase sempre, uma geometria côncava. Neste exemplo, as discordâncias (superfícies de erosão induzida por descidas significativas do nível do mar relativo, que põem nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), que separam os cinco pacotes sedimentares são evidentes no corte estratigráfico. Todavia, a erosão é mais evidente no diagrama cronostratigráfico, apesar do facto que a escala vertical e horizontal sejam muito grandes. Da mesma maneira, os preenchimentos dos vales incisos e canhões submarinos, a tais escalas, estão, necessariamente, debaixo da resolução sísmica. Assim em certos intervalos, como em B e C, a montante do rebordo da bacia, há uma aparente concordância entre a discordância e os sedimentos subjacentes e sobrejacentes. Por outro lado, o máximo de espessura de cada intervalo é difícil de determinar no corte estratigráfico, enquanto que no diagrama, ele é óbvio. As terminações dos reflectores (ou das interfaces geológicas associadas) e as superfícies de agradação e de progradação (determinadas a partir das terminações dos reflectores) são também mais fáceis de identificar no diagrama cronostratigráfico. Evidentemente, uma das raras coisas, que é mais evidente no corte estratigráfico, é a configuração interna dos diferentes intervalos sedimentares , ou seja, a geometria das linhas cronostratigráficas, razão pela qual certos geocientistas sugerem que elas sejam desenhadas sempre que possível. A construção de um diagrama estratigráfico só pode ser efectuada se o corte estratigráfico que, como dissemos antes, é, quase sempre, baseado numa tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica (versão profundidade), for calibrado em tempo geológico. Isto implica, que as discordâncias, que limitam os ciclos estratigráficos sejam bem datadas. É neste aspecto, que a estratigrafia sequencial é importante, uma vez que só muito, raramente, um poço de pesquisa pode dar, directamente, a idade mais provável de uma discordância, uma vez que há sempre um hiato de deposição. Lembramos que a idade de uma discordância é dada pela idade da descida do nível do mar relativo associada, a qual pode ser aproximada pela idade dos cones submarinos de bacia depositados por cima da discordâncias nas partes profundas da bacia, isto é, por cima da paraconformidade correlativa que enfatiza o limite inferior do ciclo sequência na parte profunda da bacia. Os cones submarinos de bacia (CSB) sublinham o hiato de sem deposição mais pequeno (período de tempo durante o qual nenhuma sedimentação ocorreu), o qual corresponde, mais ou menos, a idade da descida do nível do mar relativo. Todavia, os cones submarinos de bacia podem, unicamente, ser datados a partir de testemunhos de sondagem, quando a camada pelágica (camada E na sequência de Bouma), que separa as diferentes camadas turbidíticas esta presente no testemunho. De facto, todo o material sedimentar que forma uma camada turbidítica é transportado de ambientes diferentes e proveniente de rochas de idades diferentes, o que não é o caso dos constituintes de uma camada pelágica. Os modelos geológicos inferiores esquematizam a construção da curva das variações do nível do mar relativo (resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto e da tectónica), assim como a relação entre os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares, que compõem um ciclo sequências e os diferentes sectores da curva das variações do nível do mar relativo.

Diagrama Eustático......................................................................................................................................................Global Cycle Chart (eustasy)

Diagramme eustatique / Diagrama eustático / Globale eustatischen chart / 全球海平面图 / Эвстатическая диаграмма / Curve delle oscillazioni eustatiche (livello del mare) /

Diagrama que mete em evidência a simultaneidade das variações do nível do mar relativo em bacias sedimentares, mais ou menos, distantes umas das outras.

Ver: " Ciclo Eustático "
&
" Ciclo Estratigráfico "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "

Figura 264 Diagrama Eustático - Como todas as conjecturas cientificas, com o tempo, a original curva das variações relativas do nível do mar propostas, em 1977, pelos geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) que incorporaram um grande número de dados dos campos petrolíferos, sísmicos e poços de pesquisa. foi, obviamente, criticada em publicações sucessivas. Contudo, com o tempo, ela foi muito melhorada tornando-se, cada vez, mais difíceis de refutar. A critica avançada por certos geocientistas que criam que a Exxon publicasse os dados sísmicos (dados em grande parte confidenciais), actualmente, não é mais válida. A ideia básica dos geocientistas da Exxon é que nos depósitos sedimentares, a eustasia, ou seja, as variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, são predominantes em relação às variações tectónicas (subsidência ou levantamento), o que quer dizer que ela é a responsável da ciclicidade dos depósitos sedimentares. A primeira consequência de uma tal conjectura, é que durante um ciclo da curva das variações do nível do mar relativo (*) (chamada de maneira abusiva ciclo eustático (**)) se deposita um ciclo estratigráfico, quer ele seja um ciclo sequência (ciclo eustático de 3a ordem) ou um ciclo de invasão continental (ciclo eustático de 1a ordem). Os geocientistas da Exxon, também, admitiram a existência de uma série de correlações globais dos ciclos eustáticos e, que todos os dados estratigráficos (campo, sísmicos e subsuperfície), podem ser interpretados de acordo com este conceito. Todavia, certos geocientistas, como por exemplo Miall (1977) continuavam, na ausência de documentação publicada por Exxon, a não aceitar, completamente, uma tal conjectura. Outros, como, Robin, Guillocheau & Gaulier (1998), consideraram que a quantificação dos factores eustáticos e tectónicos no controlo dos registos sedimentares é uma das questões fundamentais da dinâmica das bacias sedimentares. Eles propuseram dois métodos que permitem: (i) Calcular a acomodação, isto é, o espaço disponível para os sedimentos, à escala de uma bacia e (ii) Distinguir entre acomodação local (10-100 km de comprimento de onda) e acomodação à escala da bacia. De facto, parece que um sinal local é, a maior parte das vezes, de origem tectónica, enquanto que um sinal à escala de uma bacia tem, em geral, duas origens uma eustática e outra tectónica. O cálculo da acomodação requere: (a) Uma análise sequencial não só das linhas sísmicas, mas também das diagrafias eléctricas ; (b) A análise biostratigráfica dos testemunhos de sondagem ; (c) As litologias não compactadas ; (d) Determinação da paleoprofundidade (profundidade de água de deposição, a qual é, praticamente, zero a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, o que quer dizer que todo o espaço disponível para os sedimentos é preenchido, enquanto que ela aumenta para jusante uma vez que, unicamente, uma parte da acomodação é preenchida) e paleolatitude (latitude anterior de uma determinada formação geológica, por exemplo, num momento dado geológico, muitas vezes, especificamente, o tempo de deposição) dos diferentes intervalos sedimentares. Actualmente, quatro ciclos eustáticos principais são considerados: (i) Ciclos eustáticos de 1a ordem com uma duração superior a 50 Ma, os quais são induzidos pela ruptura dos supercontinentes ; (ii) Ciclos eustáticos de 2a ordem, cuja duração varia entre 3-5 Ma e 50 Ma, os quais são induzidos por mudanças na taxa de subsidência tectónica ; (iii) Ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 Ma e 3-5 Ma, os quais são induzidos principalmente pela glacioeustasia ou glacioeustatismo ; (iv) Ciclos eustáticos de 4a ordem ou superior, cuja duração varia entre 0,1 e 0,5 Ma. Cada um destes ciclos eustáticos induz um ciclo estratigráfico particular. Assim, em associação com um ciclo eustático de 1a ordem deposita-se um ciclo de invasão continental. Em associação com um ciclo eustático de 2a ordem deposita-se um subciclo de invasão continental. Em associação com um ciclo eustático de 3a ordem deposita-se um ciclo sequência e em associação com os ciclo eustático de 4a ordem ou superior depositam-se ciclos estratigráficos de alta frequência (certos geocientistas consideram que os ciclos eustáticos de 4a ordem têm uma duração entre 0,5 e 0,08 My , que os ciclos eustáticos de 5a ordem têm uma duração entre 0,08 e 0,03 My e que os ciclos eustáticos de 6a ordem têm uma duração entre 0,03 e 0,02 My.

(*) Nível do mar, local, e referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que pode ser o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento).

(**) Na estratigrafia sequencial, a grande maioria dos geocientistas utilizam o termo eustático num sentido global, o que não é o caso dos ciclos eustáticos, uma vez que eles são definidos pelas descidas do nível do mar relativo determinadas a partir da curva das variações do nível do mar relativo e não do nível absoluto ou eustático.

Dique Marginal Natural..............................................................................................................................................................................................................Levee

Levée (dique naturelle) / Dique marginal natural / Deich / 坝, 天然堤 / Природная плотина, насыпь / Argine, Argine naturale /

Banco de areia e argila depositado ao longo das margens de um rio ou de uma corrente turbidítica. Un dique marginal natural é construído pela acumulação sucessiva de pequenos corpos sedimentares depositados quando a corrente transborda o leito ou a depressão em que ela flui. Os diques marginais naturais são, frequentemente, associados a rios, marés, mas também a correntes turbidíticas.

Ver: « Turbiditos »
&
" Tampão Argiloso "
&
« Depósito de Transbordo »

Figura 265 (Dique Marginal Natural) - Os depósitos por acreção vertical são aqueles que se formam, principalmente, pela deposição dos sedimentos transportados em suspensão pelas águas de transbordo. Em princípio, todos os depósitos fluviais deviam ser considerados como acreções verticais, uma vez que eles são depositados sobre superfícies pré-existentes, mas a terminologia é, sobretudo, baseada em relação ao crescimentos das planícies de inundação (também chamada várzea, que é toda a região à margem de um curso d'água que fica inundada durante as cheias, e que se desenvolvem sobre um vale preenchido por aluviões sobre o qual os meandros serpenteiam devido à baixa declividade do curso do rio, o qual, em épocas de cheia (*) ou de enchente, extravasa sua margem original e inunda a região adjacente). Os depósitos de transbordo são construídos, verticalmente, na planície de inundação, ao contrário do crescimento lateral dos depósitos das margens dos leitos. As planícies de inundação podem ser construídas verticalmente pela: (i) Deposição de sedimentos transportados ao longo dos leitos ou por depósitos eólicos ; (ii) Escoamentos de lama ; (iii) Deslizamentos, etc. Em geral, o termo acreção vertical é aplicado aos processos de agradação, que ocorrem na planície de inundação pelo depósito dos sedimentos, normalmente finos, transportados pelas águas de transbordo. A velocidade das águas de transbordo diminui de maneira abrupta desde que elas deixam a corrente do canal principal. Assim, os depósitos de acreção vertical, mais espessos e grosseiros, são os que formam os diques marginais naturais fluviais (uma vez que há diques marginais naturais turbidíticos) que bordam o canal. Os depósitos de acreção vertical mais extensos ocorrem nas partes mais baixas da planície de inundação atrás dos diques marginais naturais, isto é, nos pântanos, os quais são formados por águas estagnadas e pouco profundas, situadas sobre um horizonte impermeável, com uma vegetação bastante densa e um solo com grandes quantidades de matéria orgânica em decomposição. Os pântanos, ou seja, as áreas planas com vegetação herbácea abundante que permanecem inundadas formam-se, geralmente, onde o escoamento das águas é lento, ou seja, em planícies mal drenadas (a massa orgânica presente na água decompões-se in situ). Normalmente, os pântanos estão localizados no curso baixo dos rios e nas zonas litorâneas, mas também podem ocorrer no curso alto e médio dos rios. A passagem dos diques marginais naturais aos pântanos é muito gradual e sem limite nítido. Os pântanos de água salgada, que certos geocientistas chamam marismas ou sapais, desenvolvem-se nas planícies inundadas pelas marés, nas zonas costeiras. Eles estão sujeitos aos mesmos extremos de salinidade, temperatura e marés que afetam as planícies de maré e têm fundo lamacento, cuja lama é fixada pelas raízes de plantas, e é, por isso, que eles são relativamente estáveis. A vegetação destes pântanos compreende poucas gramíneas (plantas com folhas que lembram lâmina, com caules ocos e raízes muito ramificadas, como a erva dos jardins, cereais, bambus, etc.). Os pântanos salgados situados longe do mar, estão localizados ao redor de lagos ou lagoas salgadas. A composição vegetal e diversidade de espécies de um pântano é, fortemente, influenciada pela sua relação com os ecossistemas mais próximos, que determinam a quantidade de nutrientes, o movimento da água e o tipo e quantidade de sedimentos depositados. Neste esquema, típico do Golfo do México, estão ilustrados os diques marginais naturais subaéreos e subaquáticos associados a um distributivo do rio Mississipi, os quais são visíveis na fotografia aérea. Os diques marginais naturais subaéreos limitam os pântanos. O banco interno (intensamente trabalhado pela acção das ondas) e o banco externo (trabalhado, unicamente, pelas ondas de tempestade) reconhecem-se facilmente. Os depósitos de transbordo são, também, muito frequentes nos sistemas de deposição turbidítica, sobretudo nos cones submarinos de talude onde ele forma as célebres estruturas em "asas de gaivota" de P. Vail. Por isso, quando um geocientista fala de diques marginais naturais é sempre importante especificar se se trata de diques marginais naturais fluviais ou turbidíticos (profundos).

(*) Enchente ou cheia é, geralmente, uma situação natural de transbordo da água do seu leito natural de uma corrente de água, provocadas geralmente por chuvas intensas e contínuas. A ocorrência de enchentes é mais frequente em áreas ocupadas, quando os sistemas de drenagem passam a ter menor eficiência com o tempo se não forem recalculados ou devidamente adaptados tecnicamente. Uma inundação pode ser o resultado de uma chuva que não foi suficientemente absorvida pelo solo e outras formas de escoamento, o que causa transbordamentos, mas também pode ter uma origem antrópica (construção de barragens, abertura ou rompimento de comportas de represas, etc.). Par muitos geocientistas há uma distinção conceitual entre cheia e inundação. Uma cheia refere-se a uma ocorrência natural que, normalmente, não afecta diretamente a população, tendo em vista a sua ciclicidade, enquanto uma inundação é decorrente de modificações no uso do solo e podem provocar danos de grandes proporções.

Direcção de Deposição.....................................................................................................................................................................Depositional Strike

Direction de dépôt / Dirección de depositación / Richtung von Depositions / 沉积方向 / Простирание залежи / Direzione di deposizione /

Direcção dos limites da cintura de sedimentos de talude ou a direcção dos depósitos sedimentares que estão em continuidade numa talude (deltaico ou continental).

Ver: " Inclinação Deposicional "
&
" Tampão Argiloso "
&
" Talude Continental "

Figura 266 (Direcção de Deposição) - Antes de mais, é importante não esquecer a variação lateral da lâmina de água das linhas sísmicas offshore, em particular, O quando o limite entre a plataforma continental (< 200 metros de profundidade de água) e o talude continental é muito abrupto, como é o caso no autotraço ilustrado nesta figura. A jusante do rebordo da bacia, que neste caso particular coincide, praticamente com o rebordo continental (mas não com a linha da costa, uma vez que a bacia tem uma plataforma (*)), as ondas sísmicas têm que atravessar uma lâmina de água importante antes de chegar ao fundo do mar. Desta maneira elas são retardadas em relação às ondas sísmicas que atravessam uma lâmina de água muito mais pequena (a montante do rebordo continental), de maneira significativa, uma vez que a velocidade das ondas sísmicas na água é inferior à velocidade que elas têm ao atravessar os sedimentos. A velocidade de propagação das ondas sísmicas varia com o meio em que elas se propagam (330 m/s no ar, 1450 m/s na água, 2000-4000 m|s nas rochas sedimentares e 5000 m/s no granito). Tudo isto quer dizer que neste autotraço, a inclinação do fundo do mar a jusante do rebordo da bacia está muito exagerada e é mesmo possível que numa versão em profundidade os intervalos sedimentares profundos inclinem para o continente, isto é, para Oeste. Isto é o que se passa na maior parte dos offshores do Oeste da África, particularmente, no offshore de Angola, onde o substrato da bacia mergulha para o continente ao contrário da profundidade de água (**). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore de Moçambique é evidente que, pelo menos localmente, a direcção deposicional é Norte-Sul, ou seja, mais ou menos, perpendicular à direcção da linha sísmica. O ângulo das progradações, que formam os sucessivos taludes continentais do intervalo progradante, é máximo, isto é, a inclinação das progradações corresponde a inclinação dos sedimentos, que é ortogonal à direcção da superfície de deposição. Em relação ao intervalo progradante, a linha sísmica é, mais ou menos, paralela à direcção do acarreio terrígeno. Provavelmente, isto também é verdade em relação ao intervalo agradante, mas nesta linha, uma tal conjectura é difícil de testar. A geometria interna dos reflectores do intervalo agradante está muito deformada pelo artefacto sísmico induzido pela rápida e abrupta variação lateral da profundidade de água. Todos os reflectores da parte direita da linha sísmica estão demasiado profundos (em tempo), uma vez que a velocidade das ondas sísmicas é mais pequena na água, que nos sedimentos. As ondas sísmicas levaram mais tempo a chegar às interfaces reflectoras, porque tiveram que atravessar a lâmina de água. O limite entre o intervalo sedimentar agradante e progradante corresponde à superfície da base das progradações principais do Mesozóico (SBP. 91,5 Ma) com a qual, em geral, estão associadas as rochas-mãe marinhas potenciais do Mesozóico. O enterramento da rochas-mães, é, provavelmente, insuficiente, na parte distal da linha sísmica, para que a matéria orgânica tenha atingido maturação, o que quer dizer que a migração dos hidrocarbonetos (caso tenha havido geração) é, provavelmente de Oeste para Este e não o contrário. Vários pacotes sedimentares (subciclos de invasão continental, induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem) podem pôr-se em evidência no intervalo progradante. Alguns destes pacotes depositaram-se em condições geológicas de nível baixo (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). No pacote superior, que se depositou em condições geológicas de nível alto, é fácil de reconhecer, que as linhas fácies (com a mesma litologia e fauna) cortam as linhas tempo (linhas cronostratigráficas que aqui têm uma geometria sigmóide).

(*) Este caso é muito interessante, uma vez que a lâmina de água da plataforma actual é, ligeiramente, superior resolução sísmica, o que permite de reconhecer uma plataforma e assim de diferenciar o rebordo continental de linha da costa. Contudo, se a lâmina de água fosse um pouco mais pequena, é evidente que a maioria dos geocientistas consideraria que, sismicamente, a bacia não tinha plataforma continental, embora as condições geológicas sejam de nível alto, uma vez que todos eles sabem que depois do degelo da última glaciação o nível do mar absoluto ou eustático subiu cerca de 125 metros. Obviamente, isto é muito mais difícil de reconhecer ao longo da linhas cronostratigráficas fossilizadas. Por outras palavras, tendo em linha de conta a resolução sísmica, quando um geocientistas diz que a bacia não têm plataforma continental, ele quer, unicamente, dizer não existe uma plataforma com uma lâmina de água superior à resolução sísmica.

(**) O que explica em parte, (a coluna de água têm pouco influência na maturação da matéria orgânica das rochas-mãe) que a zona a gaz estejam próxima da linha da costa e não o offshore profundo.