Epipelágica (zona).................................................................................................................................................................................................................................Epipelagic

Épipélagique (zone) / Epipelágica (zona) / Epipelagic (Bereich) / 光合作用 (区) / Эпипелагическая (зона) / Epipelagico (zona) /

Camada superior das zonas oceânicas que vai até uma profundidade de cerca de 200 metros, e na qual, devido à temperatura, relativamente, quente e à abundância de luz do Sol, que permite a fotossíntese, se localiza cerca de 90% da vida marinha.

Ver: « Produção Orgânica »
&
« Zona Fótica »
&
« Paleobatimetria »

Figura 289 (Epipelágica, zona) - Como ilustrado nesta figura, quando uma bacia oceânica têm uma plataforma continental (profundidade de água entre 0 e 200 metros), esta representa a zona epipelágica adjacente aos continentes, a qual, provavelmente, é a mais rica em vida marinha uma vez que quantidade de nutrientes que aí se encontra é muito importante. Isto é, particularmente, verdadeiro quando uma corrente marinha ascendente (rica em oxigénio e outros nutrientes) se localiza próximo da ruptura continental e alimenta a plataforma. Nestas condições, isto é, em condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia), a linha da costa não coincide com a rebordo continental o qual coincide com a rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia (antigo rebordo continental), o que quer dizer, em condições geológicas de nível baixo do mar, a bacia não tem plataforma continental e, assim, a zona epipelágica adjacente aos continentes não existe. Ela está limitada à parte superior da lâmina de água do mar aberto. É na zona epipelágica, que vai desde o nível do mar até uma profundidade de, mais ou menos, 200 metros (correspondente à zona eufótica), que o fitoplâncton (algas e plantas microscópicas algas) vive. Ela é o produtor primário dos oceanos (*), quer isto dizer que o fitoplâncton forma o nível mais baixo da cadeia alimentar oceânica. Utilizando o processo da fotossíntese, o fitoplâncton converte o dióxido de carbono (CO2), água (OH2) e outros nutrientes em carboidratos simples (hidratos de carbono), fornecendo assim alimento para ele e para organismos superiores. A fotossíntese é o processo físico-químico, a nível celular, realizado pelos seres vivos com clorofila, que utilizam dióxido de carbono (CO2) e água (OH2), para obter glicose (C6H12O6) através da energia da luz solar, de acordo com a seguinte equação: Luz solar + 12H2O + 6CO2 → 6O2 + 6H2O + C6H12O6. A fotossíntese inicia a maior parte das cadeias alimentares na Terra. Sem ela, os animais e muitos outros seres heterotróficos seriam incapazes de sobreviver porque a base da sua alimentação estará sempre nas substâncias orgânicas fornecidas pelas plantas verdes. No nível superior da cadeia alimentar pelágica estão os consumidores primários, o zooplâncton (animais microscópicos). O zooplâncton alimenta-se de fitoplâncton e, por sua vez, torna-se o alimento de animais de maior tamanho (consumidores secundários), como as sardinhas, arenque, atum, bonito, e outros tipos de peixes e mamíferos aquáticos. No cimo da cadeia alimentar estão os consumidores finais, como as baleias dentadas (a baleia alimenta-se principalmente de plâncton), etc. Debaixo da zona epipelágica ou eufótica, encontra-se, sucessivamente, a zona mesopelágica (entre 200 m e 1 000 m de profundidade), a zona batipelágica (entre 1 000m a 4 000m de profundidade) e a zona abissopelágica ou abissal (entre 4 000 m e o fundo oceânico). Os principais ambientes representados nesta figura são: (i) A planície costeira ; (ii) A plataforma continental (largura média 75 km e inclinação média 0,1°) ; (iii) O talude continental superior (largura entre 20 e 100 km e inclinação média de 4°) ; (iv) O talude continental inferior (largura entre 0 e 600 km com uma inclinação de 1-10 metros por km) e (v) A planície abissal, cuja inclinação é inferior a 1metro por kilómetro. O conjunto da planície costeira, plataforma continental e talude continental superior, formam o terraço continental. Três províncias fisiográficas são por vezes consideradas: (A) Terra, que globalmente, é formada por onshore (mais ou menos, 30%) e offshore (mais ou menos, 70%) ; (B) Continental, que, globalmente, corresponde à crusta continental (mais ou menos, 40%) e (C) Oceânica, que corresponde, grosseiramente, à crusta oceânica (mais ou menos 60%).Como ilustrado nesta figura, quando uma bacia oceânica têm uma plataforma continental, esta representa a zona epipelágica adjacente aos continentes, a qual, provavelmente, é a mais rica em vida marinha uma vez que quantidade de nutrientes que aí se encontra é muito importante. Isto é, particularmente, verdadeiro quando uma corrente marinha ascendente (rica em oxigénio e outros nutrientes) se localiza próximo da ruptura continental. Nestas condições, isto é, em condições geológicas de nível alto do mar, a linha da costa não coincide com a rebordo continental o qual coincide com a rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia (antigo rebordo continental), o que quer dizer, em condições geológicas de nível baixo do mar, a bacia não tem plataforma continental e, assim, a zona epipelágica adjacente aos continentes não existe. Ela está limitada a parte superior da lâmina de água do mar aberto. É na zona epipelágica, que vai desde o nível do mar até uma profundidade de mais ou menos 200 metros (correspondente à zona eufótica), que o fitoplâncton (algas e plantas microscópicas algas) vive. Ele é o produtor primário dos oceanos, quer isto dizer que o fitoplâncton forma o nível mais baixo da cadeia alimentar (**) oceânica. Utilizando o processo da fotossíntese, ele converte o dióxido de carbono, água e outros nutrientes em carbohidratos simples (hidratos de carbono), fornecendo assim alimento para ele e para organismos superiores. No nível superior da cadeia alimentar pelágica estão os consumidores primários, o zooplâncton (animais microscópicos). Ele alimenta-se de fitoplâncton e, por sua vez, torna-se o alimento de animais de maior tamanho (consumidores secundários), como as sardinhas, arenque, atum, bonito, e outros tipos de peixes e mamíferos aquáticos. No cimo da cadeia alimentar estão os consumidores finais, como as baleias dentadas ( a baleia alimenta-se principalmente de plâncton), etc.

(*) As diferenças principais entre um mar e um oceano é extensão e a profundidade. Os oceanos ocupam grandes extensões, são profundos e delimitam as terras emersas, enquanto os mares são muito mais pequenos, menos profundos e delimitados pelos continentes em boa parte de suas entradas. Todavia, a maioria dos mares faz parte dos oceanos.

(**) Sequência de organismos interligados por relações de alimentação. É a maneira de expressar as relações de alimentação entre os organismos de um ecossistema, incluindo os produtores, os consumidores (herbívoros e seus predadores, os carnívoros) e os decompositores (seres vivos que "atacam" os cadáveres, excrementos, restos de vegetais e, em geral, a matéria orgânica dispersa no substrato decompondo-a em sais minerais, água e dióxido de carbono que são depois reutilizados pelos produtores, num processo natural de reciclagem. (https://pt.wikipedia.org/wiki /Cadeia_alimentar)

Equilíbrio Eustático...................................................................................................................................................................................Eustatic Stillstand

Équilibre eustatique / Equilibrio eustático / Balance eustatischen, Eustatische Stillstand / 平衡海平面 / Эвстатическое равновесие / Equilibrio eustatico /

Relação constante entre o nível do mar e a superfície deposição, isto é, quando o nível do mar relativo não varia durante a deposição. Uma tal situação geológica é reconhecida, facilmente, no campo, assim como nas linhas sísmicas, por biséis somitais sem deposição vertical (acreção vertical nula) ou por uma acreção vertical insignificante (inferior à resolução sísmica).

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Curva dos Biséis de Agradação Costeira »
&
« Bisel de Agradação »

Figura 290 (Equilíbrio Eustático) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do Cáucaso, dois intervalos sedimentares progradantes (intervalo 2 e intervalo 5) são caracterizados por uma configuração interna oblíqua com biséis somitais (ou superiores) sem deposição. O mesmo é visível na tentativa de interpretação do autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte ilustrada no canto superior direito desta figura. Este tipo de terminação dos reflectores, que, muitas vezes, é difícil de diferenciar dos biséis somitais por erosão, sugere uma estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou de um satélite, e da tectónica) durante a deposição da regressão sedimentar associada, o que quer dizer que a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) se manteve, mais ou menos, constante. Como não há aumento de acomodação, isto é, criação de espaço disponível para os sedimentos (induzido por uma subida do nível do mar relativo, ou seja, por uma ingressão marinha), os sedimentos transportados para a linha da costa são obrigados a depositar-se por simples acreção lateral. Esta acreção lateral desloca a linha da costa para o mar sem deslocamento vertical, nem para cima, nem para baixo. A geometria dos reflectores, dentro destes dois intervalos é característica das progradações oblíquas sem deposição vertical, quer isto dizer, que não existe erosão ou que ela é mínima (inferior à resolução sísmica). Um equilíbrio do nível do mar relativo não quer dizer que nada se passa no que diz respeito à eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ou à tectónica (subsidência ou levantamento). Isto significa, unicamente, que os efeitos da eustasia e da tectónica se compensam. O espaço disponível criado por uma subsidência é compensado por uma descida do nível do mar absoluto equivalente ou que o espaço disponível perdido por um levantamento tectónico é compensado por uma subida equivalente do nível do mar absoluto. 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). Nas linhas sísmicas, assim como, no campo, a diferenciação entre progradações oblíquas e sigmóides é, relativamente, fácil. As progradações oblíquas não têm, praticamente, agradação (acreção vertical), enquanto que as progradações sigmóides têm uma agradação vertical, embora ela seja muito menos importante do que a progradação (acreção lateral). Por outras palavras, as primeiras têm uma geometria paralela inclinada para o mar, enquanto que as segundas tem uma geometria em forma de S ao revés inclinado para o mar. A diferenciação entre biséis somitais por sem deposição e por truncatura (erosão) pode, em certos casos, não ser evidente. Quando a erosão é óbvia, os geocientistas falam de biséis somitais por truncatura ou por erosão. Quando não há erosão, isto é, quando as zonas de trânsito sedimentar e os períodos de estabilidade do nível do mar relativo são predominantes, como parece ser o caso nestas tentativas de interpretação, os biséis somitais são por sem depósito. Embora na região Norte do Cáucaso, os regimens tectónicos compressivos sejam, globalmente, predominantes, nesta tentativa de interpretação, a geometria sub-horizontal de um grande número de interfaces sedimentares e a geometria das progradações oblíquas sugerem que a eustasia foi o factor principal da acomodação. Isto quer dizer que a actual geometria das interfaces sedimentares é a geometria original de deposição (*), o que exclui uma importância significativa da tectónica na criação de espaço disponível (acomodação) para que a sedimentação ocorra ou, por outras palavras, o espaço disponível para os sedimentos foi quase, totalmente, criado pelas ingressões marinhas (subidas do nível do mar absoluto ou eustático). O mesmo pode, mais ou menos, dizer se sobre área do Mar do Norte onde a linha sísmica deste autotraço foi tirada (base do intervalo progradante, colorido em verde, varia entre 1,75 segundos (a Oeste) e 2,10 segundos (a Este) para uma distancia total de cerca de 10 quilómetros.

(*) As interfaces oblíquas (progradações) enfatizam um talude continental. Os intervalos sub-horizontais inferiores (coloridos em verde claro) correspondem a depósitos de planície abissal, enquanto que os intervalos sub.horizontais superiores (coloridos em tons verdes mais escuros) são, sobretudo, depósitos de plataforma continental.

Equilíbrio Geostrófico.................................................................................................................................................Geostrophic Equilibrium

Équilibre géostrophique / Equilibrio geostrófico / Geostrophische Gleichgewicht / 地转平衡 / Геострофический баланс / Equilibrio geostrofico /

Estado de movimento de um fluído ideal (fluído não viscoso, caracterizado por forças de superfície perpendiculares aos os limites de cada elemento), no qual a força de Coriolis equilibra, exactamente, a força de pressão horizontal em todos os pontos. Durante um ciclone, em latitudes extratropicais, frequentemente, a atmosfera aproxima-se de um estado de equilíbrio geostrófico.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Geostrófica (corrente) »
&
« Corrente Oceânica »

Figura 291 (Equilíbrio Geostrófico) - A grande escala, na atmosfera, no oceano e fora do equador, os termos dominantes na equação do movimento horizontal do ar ou da água são: (i) A força de Coriolis (*) e (ii) A força causada pelo gradiente de pressão horizontal, ou seja a diferença de pressão entre dois pontos. O balanço geostrófico, pressupõe um equilíbrio entre estas duas forças (Coriolis e gradiente de pressão horizontal). O parâmetro de Coriolis é positivo no hemisfério Norte e negativo no hemisfério Sul. Quando este equilíbrio é alcançado, o fluído está em equilíbrio geostrófico. O equilíbrio geostrófico explica porque é que o vento é no sentido do movimento dos ponteiros do relógio à volta de uma alta pressão no hemisfério Norte, como ilustrado nesta figura, e no sentido contrário à volta de uma baixa pressão no hemisfério Sul. O vento, que se desloca de uma alta pressão para uma baixa pressão afim de anular a diferença de pressão, devido ao efeito de Coriolis, é desviado para a direita, no hemisfério Norte, à medida que ele vem da alta pressão. Quando o vento se aproxima da baixa pressão ele é desviado para a esquerda produzindo uma movimento no sentido contrário dos ponteiros de um relógio à volta do centro da baixa pressão. Os ventos que deslocam-se das altas para as baixas pressões sob a influência da força de Coriolis são os ventos geostróficos. Pode dizer-se que o vento geostrófico é o vento teórico que iria resultar de um balanço exacto entre o efeito de Coriolis e a força do gradiente de pressão. Ele é dirigido, paralelamente, às isóbaras (linhas de igual ou de uma pressão constante). Esse balanço, raramente, se mantém exatamente. O vento verdadeiro difere quase sempre do vento geostrófico devido a outras forças como, por exemplo, a fricção do solo. O vento real seria igual ao vento geostrófico se não houvesse fricção e se as isóbaras fossem, perfeitamente, rectas. Apesar disso, grande parte da atmosfera, fora dos trópicos, está perto do fluxo geostrófico na maior parte do tempo. O fluxo geostrófico no ar ou na água é uma onda inercial (afecta toda a massa do fluido e que resulta da tendência de voltar ao estado inicial) de frequência zero. As baixas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas convergentes tendem a elevar de, mais ou menos, 1 metro a superfície do nível do mar. As altas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas divergentes tendem a baixar o nível do mar de, mais ou menos, 1 metro. Devido ao efeito de Coriolis, a água, que se escoa dos altos para os baixos não flui ao longo do declive máximo, mas ao longo das linhas de contorno (isolinhas, isogramas ou linhas de mesmo valor, são curvas que conectam os pontos em que uma função tem um mesmo valor). São estas correntes que o geocientistas chamam correntes geostróficas. Apesar disso, grande parte da atmosfera fora da trópicos está perto do fluxo geostrófico na maior parte do tempo e é uma primeira aproximação valiosa. Da mesma maneira (http://cursos.unisanta.br/oceanografia/correntes_marinhas.htm), como os ventos tendem a deslocar-se, mais ou menos, circularmente devido ao efeito de Coriolis, que deflecte seu movimento original, ao soprarem na superfície oceânica ocasionam um acúmulo de água na porção central dos grandes cinturões de vento em latitudes médias de cada hemisfério. Esse fenómeno ocorre devido a espiral de Ekman, que demonstra que o fluxo médio resultante da água tem uma direção perpendicular à do vento. Esta convergência de água para uma certa região, tem duas consequências: (i) Elevação do nível da água originando uma colina de água e (ii) Espessamento da camada superficial. As colinas de água, características de regiões de convergência de águas superficiais, são pequenas, e, raramente, ultrapassam 2 metros. Todavia, a resposta da água para esta topografia oceânica é como acontece em terra, ou seja, correndo colina abaixo por causa da força da gravidade. Todavia, esse movimento não ocorre em linha reta, mas é deflectido pelo efeito de Coriolis, para a direita no hemisfério Norte e para esquerda no hemisfério Sul. O movimento de água, resultante do balanço entre a força da gravidade e a deflexão causada pelo efeito de Coriolis, chama-se, também, corrente geostrófica e é um dos principais componentes que contribuem para a formação das grandes correntes superficiais oceânicas.

(*) A força inercial de Coriolis ou pseudoforça de Coriolis é uma pseudoforça ou força inercial (não é uma força na definição do termo) percebida apenas por observadores solidários a referenciais não-inerciais animados de movimento de rotação em relação a um referencial inercial que se afastam ou aproximam do centro deste movimento de rotação. A pseudoforça de Coriolis faz-se sentir apenas quando um objeto se encontra em movimento em relação ao referencial não-inercial em consideração. Ela é sempre perpendicular à velocidade e também ao eixo de rotação do sistema não inercial em relação ao inercial. Na mecânica newtoniana, diz-se que um sistema de referência não é inercial quando ele não segue as do movimento de Newton. Dado um sistema de referência inercial, um segundo sistema de referência não é inercial, quando descrever um movimento acelerado relativamente ao primeiro.

Equivalência Tempo (por continuidade) ......................................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps (par continuité) / Equivalencia tiempo (por continuidad) / Zeit Gleichwertigkeit (von Kontinuität) / 时间相当于（连续性） / Временная эквивалентность (непрерывность) / Tempo equivalente (per continuità) /

Processo de estabelecer correlações, em tempo, pela continuidade e sincronismo das camadas de referência depositadas em pequenos intervalos de tempo. Este método é utilizado quando não há intervalos intermediários (passagens laterais de fácies) entre duas formações geológicas por ausência de afloramentos ou pela existência de um corte topográfico.

Ver: « Secção Geológica »
&
« Camada de Referência »
&
« Secção Palinspática »

Figura 292 (Equivalência Tempo, por continuidade) - Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade, o que permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, "pacotes" de elementos semelhantes. Isto permite a construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente (termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência). Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser em: (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação ou (iii) Tempo por estratótipo. Neste esquema, estão representadas duas correlações em tempo por continuidade (mudança de fácies e hiato duplo). No esquema da esquerda, as camadas superiores (C) são as mesmas de um lado e doutro), assim como as camadas inferiores (A). As camadas intermediárias, isto é, as camadas ou intervalos B e B’, têm uma fácies diferente, isto é, uma litologia diferente. Todavia, como as camadas B e B' estão enquadradas por dois intervalos sedimentares cronostratigráficos (camadas C e A), o mais provável é que elas sejam equivalentes, isto é, que elas tenham a mesma idade, uma vez que a mudança de litologia é contínua e progressiva (equivalência tempo por mudanças de fácies). No esquema da direita, onde a equivalência tempo é por hiato duplo, a mudança de fácies faz-se de maneira, totalmente, diferente. O intervalo B, limitado entre as camadas D e A (na parte esquerda) desaparece, lateralmente, por biselamento, ao mesmo tempo que um novo intervalo (intervalo C), limitado entre as camadas D e A, na parte direita, deposita-se em agradação sobre o intervalo B. Em termos de estratigrafia sequencial, estas duas equivalências tempo correspondem a histórias geológicas completamente diferentes. A primeira equivalência é típica. Ele corresponde as mudanças de fácies, por exemplo, dentro de um cortejo sedimentar, ao longo do qual, os diferentes sistemas de deposição (litologia e fauna associada depositada num determinado ambiente sedimentar) são síncronos, geneticamente ligados. A segunda equivalência tempo, implica uma discordância, isto é, uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou de um satélite, e da tectónica), entre o intervale B e o intervalo C e que, provavelmente, o topo do intervalo A foi, ligeiramente ou localmente, erodido durante a fase de exposição associada à descida do nível do mar relativo. Isto quer dizer, que o intervalos B e C pertencem a dois ciclos estratigráficos diferentes intercalados entre os intervalos A e D. Possivelmente, no esquema da esquerda (equivalência tempo por mudança de fácies (*)) existem três ciclos estratigráficos, provavelmente ciclos sequência, naturalmente, separados separados por discordâncias enquanto que no esquema da direita, podem existir, pelo menos, quatro ciclos sequência. Todo o ciclo estratigráfico, qualquer que seja a sua hierarquia (ciclo de invasão continental, subciclo de invasão continental, ciclo sequência) é sempre limitado entre duas discordâncias, ao longo das quais se biselam (ou se acunham) os intervalos com rochas-reservatório potenciais, quer elas sejam de baixo ou alto nível do mar. As discordâncias são superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo. Os paraciclos sequência, que constituem os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares de uma ciclo sequência, como o seu nome indica, não são induzidos por ciclos eustáticos, mas por paraciclos eustáticos, isto é, por subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas) sem que haja descidas entre elas. Assim, os paraciclos sequência associados (depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada ingressão marinha) são limitados por superfícies de inundação e não por superfícies de superfície de erosão, embora na base de cada ingressão marinha se possa desenvolver uma superfície de ravinamento.

(*) Conjunto das características litológicas e paleontológicas primárias observáveis num intervalo rochoso e consideradas sob o ponto de vista da sua génese.

Equivalência Tempo (por interdigitação).....................................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps ( par interdigitation) / Equivalencia tiempo (por interdigitación) / Zeit Gleichwertigkeit (Verzahnung) / 等价（interdigitation) / Временная эквивалентность (взаимное проникновение) / Tempo equivalente (interdigitazione) /

Processo de estabelecer correlações tempo entre estratos utilizando as suas interdigitações (terminação lateral de um intervalo sedimentar por várias línguas cada uma das quais um biselamento independente).

Ver: « Secção Geológica »
&
« Camada de Referência »
&
« Secção Restaurada »

Figura 293 (Equivalência Tempo, por interdigitação) - Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade, o que permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, "pacotes" de elementos semelhantes. Isto permite a construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente (termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência. Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser. (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação ou (iii) Tempo por estratótipo. Nesta figura, estão representadas correlações em tempo por interdigitação. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia (offshore Este da ilha de Bornéu), dentro dos ciclos estratigráficos, as correlações entre as diferentes fácies (litologias) são equivalências tempo por interdigitação. Os intervalos sísmicos são limitados por discordâncias, induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, o qual 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, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou de um satélite, e da tectónica ou seja, do levantamento quando o regime tectónico predominante é em compressão ou da subsidência quando ele é em extensão). A diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas é quase sempre inferior a 3-5 My (milhões de anos), o que quer dizer, que os intervalos sísmicos foram depositados durante ciclos eustáticos de 3a ordem (tempo de duração entre 3-5 My). Assim, é mais que provável, que a maior parte desses intervalos correspondam a ciclos sequência. Numa primeira fase da tentativa de interpretação diferenciaram-se os grupos de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) e de nível baixo (CNB), que formam os ciclos sequência, o que permitiu individualizar os diferentes rebordos da bacia, que, praticamente, são coincidentes com o limite superior do talude continental. A esta escala (tomando em linha de conta a escala horizontal e vertical da linha sísmica), é, praticamente, impossível de mapear as interdigitações entre os diferentes cortejos de alto e baixo nível do mar ou, por outras palavras, é difícil de individualizar os períodos durante os quais a bacia tinha uma plataforma continental (presença de intervalos transgressivos). Efectivamente, quando a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa) não coincide com o rebordo continental, a bacia tem uma plataforma e as condições geológicas são de nível alto (do mar). É fácil de verificar, que, função da taxa de subida do nível do mar relativo, em certas épocas, a agradação (acreção vertical) era importante e que, em outras, a progradação (acreção lateral) era, largamente, predominante. Durante os períodos de forte agradação (quando a bacia tem uma plataforma continental) o rebordo continental é sublinhado por bioermas (construções carbonatadas). No grupo de cortejos de nível alto (CNA), a individualização dos intervalos transgressivos (IT) e dos prismas de nível alto (PNA), permite mapear as interdigitações entre as areias ou calcários de frente de delta e as rochas argilosas do prodelta, assim como as interdigitações entre os siltitos da planície deltaica e as areias de frente do delta. Teoricamente estas interdigitações são fáceis de prognosticar, uma vez que um cortejo sedimentar é constituído por uma associação lateral de sistemas de deposição e que cada sistema de deposição corresponde a um conjunto típico de uma litologia com uma fauna associada depositado num ambiente sedimentar particular. Assim, por exemplo, um delta, cuja espessura varia, normalmente, entre 30 e 60 m (não confundir com edifício deltaico que é uma sobreposição de deltas), é um cortejo sedimentar, no qual, do continente para o mar, se podem pôr em evidência diferentes sistemas de deposição: (i) Siltitos argilosos de planície deltaica; (ii) Areias de frente de delta, (iii) Argilitos de prodelta e (iv) Argilitos da base do delta, nos dos quais, por vezes, se podem depositar pequenos lóbulos turbidíticos proximais que forma três tipos de camadas deltaicas diferentes: A) Camadas sub-horizontais superiores ; B) Camadas inclinadas para o mar e C) Camadas sub-horizontais inferiores.

Equivalência Tempo (por estratótipo)..............................................................................................................................Time equivalence

Équivalence temps (par stratotype) / Equivalencia tiempo (por estratótipo) / Zeit Gleichwertigkeit (Stratotyp) / 等效时间（层型剖面） / Временная эквивалентность (стратотип) / Tempo equivalente (stratotipo) /

Método de determinar a idade dos estratos demonstrando, por continuidade lateral, a sua equivalência tempo com um estratótipo.

Ver: « Secção Geológica »
&
« Estratótipo »
&
« Secção Restaurada »

Figura 294 Equivalência Tempo, por estratótipo) - Na teoria dos conjuntos e na álgebra a noção de relação de equivalência sobre um conjunto, permite estabelecer uma relação entre os elementos do conjunto que compartilham uma certa característica ou propriedade, o que permite reagrupar esses elementos em classes de equivalência, ou seja, "pacotes" de elementos semelhantes. Isto permite a construção de novos conjuntos, acrescentando todos os elementos da mesma classe como um único elemento que representará e que define a noção de conjunto quociente (termo matemático que faz referência a certa estrutura matemática que se deriva de outra em que se definiu uma relação de equivalência). Na estratigrafia a relação de equivalência tempo pode ser em : (i) Tempo por continuidade ; (ii) Tempo por interdigitação e (iii) Tempo por estratótipo. Nesta figura, estão representadas correlações em tempo por estratótipo. Um estratótipo é uma sucessão de camadas rochosas com limites bem definidas, usadas como referência e na caracterização de unidades estratigráficas (como, por exemplo: limites estratigráficos andares, períodos, etc.). Um estratótipo não é nem mais nem menos do que uma sucessão estratigráfica, que tem sido aprovada por comités autorizados de correlação geológica. Existem dois tipos de estratótipos: (a) Simples, que como o nome indica correspondem a um corte único ou secção estratigráfica e (b) Compostos ou seja um conjunto de varias secções estratigráficas e que define as unidades estratigráficas de classificação inferior à unidade definida no estratótipo. A localidade tipo de uma unidade estratigráfica é o sitio geográfico em que encontramos o estratótipo, e na grande maioria das vezes atribui se o seu nome. Fala-se também da área tipo, que é o território geográfico no perímetro da localidade tipo. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Este da Indonésia, a calibração (idade) das principais discordâncias foi feita em relação à idade dos estratótipos e à assinatura estratigráfica do Neogénico, proposta por P. Vail e seus alunos (Universidade de Rice, Houston, EUA). O mapa de localização (canto inferior direita da figura), mostra já que esta linha sísmica ilustra a colisão da margem divergente (tipo Atlântico) da Austrália (à direita) com um arco vulcânico (à esquerda). A geometria e configuração interna dos intervalos sísmicos considerados nesta tentativa de interpretação, devem correlacionar com as observadas no offshore da Austrália. A discordância SB. 129 Ma (± Valanginiano) corresponde, provavelmente, à ruptura do supercontinente Pangeia. Ela separa as bacias do tipo rifte, que se desenvolveram durante o alongamento da litosfera (antes da ruptura) da margem divergente sobrejacente. Dentro da margem divergente, a calibração é muito fácil, uma vez que assinatura estratigráfica desta área é, perfeitamente, conhecida. Ela corresponde ao ciclo de invasão continental pós-Pangéia, o qual é constituído por duas grandes fases sedimentares. A inferior, é a fase transgressiva do ciclo de invasão continental, a qual está separada da fase superior (fase regressiva) por uma superfície da base das progradações (SPB. 91,5 Ma), isto é, pela superfície de inundação máxima cuja idade é de 91,5 milhões de anos atrás. A fase transgressiva tem uma geometria retrogradante. Ela, globalmente, aumenta de espessura para o continente antes de desaparecer por biselamento. A fase regressiva tem uma geometria progradante, o que implica que a espessura aumenta em direcção da bacia antes de desaparecer por biselamento sobre a crusta oceânica nas partes distais da margem. Todos os geocientistas sabem, que o intervalo Cretácico posterior ao Cenomaniano / Turoniano é regressivo e que a grande discordância entre o Mesozóico e o Cenozóico é a SB. 68 Ma. Assim, é, relativamente, fácil de reconhecer nesta tentativa de interpretação a superfície da base das progradações de idade 91,5 Ma e as discordâncias SB. 68 Ma. A discordância SB. 116,5 Ma (Barremiano) é, igualmente, fácil de individualizar. A calibração das discordâncias do Cenozóico (maior parte da fase regressiva), foi feita com base na assinatura estratigráfica do Cenozóico. Obviamente, nesta tentativa de interpretação tem que se entrar em linha de conta com o artefacto sísmico induzido variação da profundidade de água, uma vez que as ondas sísmicas viajam mais lentamente na água do que nos sedimentos. Além disso, os sedimentos da bacias de antepaís (coloridos em tons castanhos) foram, localmente, levantados (mais compactados). Assim, a discordância do Valanginiano (SB 129,5 Ma) que nesta tentativa de interpretação mergulha, ligeiramente, para Oeste, numa versão profundidade (mais próximo da realidade) é, mais ou menos, subhorizontal, ou menos, ligeiramente, inclinada para Este, isto é para o cratão australiano.

Erosão.........................................................................................................................................................................................................................................................................................Erosion

Érosion / Erosión / Erosion / 侵蚀 / Эрозия / Erosione /

Processo pelo qual pequenas partículas de rocha e solo se separam da sua localização original e são transportadas pela acção de agentes erosivos geológicos (água, vento e gelo), em resposta à acção da gravidade ou a organismos vivos (bioerosão).

Ver: « Descida do Nível do Mar Relativo »
&
« Ciclo de Davis »
&
« Discordância »

Figura 295 (Erosão) - A erosão diferencia-se da meteorização (processo de transformação químico ou físico dos minerais e das rochas), embora os dois processos possam ser simultâneos. Para que haja erosão, é necessário, que as rochas sejam expostas aos agentes erosivos. Desde que um intervalo sedimentar é fossilizado ou coberto por um intervalo mais recente, o primeiro, tendo sido enterrado, fica protegido da erosão. Para haver erosão (total ou parcial) de um determinado intervalo sedimentar é necessário, que ele aflore, quer na superfície terrestre ou no fundo do mar, onde ele pode erodido por correntes submarinas profundas. Isto quer dizer, que, em geral, tem que haver uma descida significativa do nível mar relativo, que não só levante a planície costeira, mas que exuma os sedimentos da plataforma continental, o que quer dizer que haja uma diminuição muito importante do espaço disponível para os sedimentação (acomodação). Uma descida significativa do nível do mar relativo ou seja do nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento). Certos geocientistas consideram que um levantamento corresponde a uma subsidência negativa, para quem a subsidência pode ser positiva (alongamento sedimentar, criado por um regime tectónico em extensão) ou negativa (encurtamento sedimentar, criado por um regime tectónico em compressão). Assim, a subsidência pode actuar no mesmo sentido ou em sentido contrário ao da eustasia (variações nível do mar absoluto ou eustático). Quando a subsidência é positiva, o espaço disponível assim criado é adicionado ao espaço disponível criado por uma subida do nível do mar absoluto ou eustático. Quando a subsidência é negativa (levantamento) o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) assim reduzido é diminuído do espaço criado de uma subida do nível do mar, quer isto dizer da ingressão marinha. Desde que há uma descida significativa do nível do mar relativo cria-se uma superfície de erosão (discordância), que será fossilizada desde que o nível do mar relativo começar a subir, o que implica quase sempre deposição. Todavia, a erosão é, quase sempre, limitada a certos sectores da linha ou das linhas cronostratigráficas exumadas. No onshore, ela faz-se, em geral, de preferencia ao longo dos vales onde correm os cursos de água e no offshore, essencialmente ao longo dos vales cavados ou incisos e dos canhões submarinos. É efectivamente nesta zonas que são o resultado da erosão em zonas privilegiadas, que a superfície de erosão, isto é, a discordância se pode reconhecer mais, facilmente, pelas terminações dos reflectores uma vez que os vales cavados e canhões submarinos são, mais tarde, preenchidos. É por isso que os geocientistas, na ausência de discordâncias reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares) procuram, antes de mais, nas linha sísmicas, identificar os preenchimentos dos vales cavados e dos canhões submarinos para localizar as discordâncias e depois as rastrear ao longo das linhas cronostratigráficas. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da China, é evidente que existem três grandes superfícies de erosão. A discordância inferior, que é uma discordância reforçada pela tectónica, corresponde à interface entre a série sedimentar metamorfizada (soco) e os sedimentos com potencial petrolífero gerador petrolífero. As duas outras discordâncias limitam ciclos estratigráficos (provavelmente subciclos de invasão continental). Elas também foram reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares de certos geocientistas). Obviamente, as discordâncias não reforçadas pela tectónica são mais difíceis de identificar. Todos os limites entre os intervalos sísmicos considerados nesta tentativa de interpretação (intervalos coloridos), que na maior parte dos casos correspondem, provavelmente, a ciclos sequência, correspondem a superfícies de erosão (discordâncias coloridas em branco) ou às suas paraconformidades correlativas em água profunda. Todavia, a erosão só é evidente em certas zonas, quer próximo do rebordo das bacia (os quais, estão, praticamente todos fora deste autotraço), quer na planície costeira, quando a linha sísmica intersecta o preenchimento de um vale cavado, alguns dos quais são visíveis no prolongamento oeste deste autotraço.

Erosão Submarina......................................................................................................................................................................................Submarine Erosion

Érosion sous-marine/ Erosión submarina / Submarine Erosion, Erosion unter - marine / 海底侵蚀 / Подводная эрозия / Erosione sottomarina /

Erosão debaixo de água, por exemplo, em águas rasas, devido à acção das ondas. Em condições de tempestade, a base das ondas não ultrapassa 10-20 m de profundidade. Em grande profundidade, as correntes de contorno, correntes turbidíticas e correntes de fundo (contraste de densidade) são a causa mais frequente da erosão submarina, a qual pode mobilizar, totalmente, os sistemas de deposição profunda.

Ver: « Descida do Nível do Mar Relativo »
&
« Corrente de Turbidez »
&
« Canhão Submarino »

Figura 296 (Erosão Submarina) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, está ilustrada uma erosão submarina num ambiente profundo. Isto é, relativamente, raro, uma vez que teoricamente, nos ambientes profundos, onde os depósitos turbidíticos são largamente predominantes, os ciclos estratigráficos não são limitados por discordâncias (superfícies de erosão), mas por paraconformidades correlativas, isto é, por superfícies, que correlacionam a montante com as discordâncias. Uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos, isto é, ao topo da crusta continental ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático , o qual é nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica quer de uma subsidência ou de um levantamento) exuma todos os ambientes situados a montante do limite superior do talude continental (o qual pode coincidir, mais ou menos, com a linha da costa), sobre os quais os agentes erosivos vão actuar. Nas partes mais profundas do talude e sopé continental, não há erosão associada à descida do nível mar relativo. Se por acaso, as relações geométricas e terminações dos reflectores sugerem uma erosão submarina esta é, certamente, induzida por qualquer coisa de outro que uma descida do nível do mar relativo. Nesta tentativa de interpretação, a erosão dos cones submarinos de bacia foi, provavelmente, provocada pela acção de correntes de contorno, que se escoam, paralelamente, ao sopé continental em resultado do balanço entre as forças gravitárias e o efeito de Coriolis. Estas correntes erodiram, parcialmente, os cones submarinos de bacia. A areia erodida foi depositada, não muito longe da fonte, sob a forma de contornitas. A configuração interna dos cones submarinos de bacia é, praticamente, paralela e, mais ou menos, subhorizontal ou ligeiramente ondulada, enquanto que a configuração interna das contornitas é paralela, mas os reflectores internos inclinam fortemente (cerca de 10 - 15° para Este, neste exemplo). Um critério que permite testar esta interpretação (presença ou não de contornitas) é o estudo mineralógico dos testemunhos de sondagem. As contornitas não têm matriz argilosa, o que quer dizer que eles têm boas características de rocha-reservatório, o que não é, sempre, o caso dos sedimentos que formam cones submarinos de bacia. Por outro lado, as contornitas são muito ricos em minerais pesados (zircão, alanite, granadas, etc.). A primeira vez que nós ouvimos em contornitas foi nos anos 60 (muito antes do advento da Estratigrafia Sequencial), quando Bouma pôs em evidência, no fliche (*) dos Alpes suíços, que hoje se sabe que corresponde, mais ou menos, ao que P. Vail chama cones submarinos de bacia, canais preenchidos lateralmente (correntes, mais ou menos, perpendiculares às anomalias batimétricas) por areias, sem matriz argilosa, e muito ricas em minerais em pesados, que ele chamou contornitas. Estas estruturas de preenchimento correspondem, praticamente, às contornitas reconhecidos nas linhas sísmicas Mar do Norte. As contornitas do fliche dos Alpes foram muito procuradas pelos autóctones para explorar, em particular, a allanite e o zircão. Segundo Mitchell, N. C., 2004 (American Journal of Science, Vol. 304, September, 2004, P. 590 – 611), os preenchimentos de canhões submarinos no talude continental do oceano Atlântico exibem propriedades morfológicas semelhantes às dos preenchimentos de canais fluviais. A relação exponencial inversa entre o gradiente do canal “S” e a área contribuinte “A” (S ∽ A-ɸ) dos rios incisivos pode ser interpretada usando modelos nos quais as taxas de erosão do leito (Ė) dependem de “A” e “S” de acordo com Ė∽AmSn, onde o termo Am representa o efeito da descarga crescente para jusante. Para áreas de, espacialmente, equilibrada, o modelo prevê a relação inversa S A. Ele argumenta que a erosão do leito de canhão por correntes de turbidez envolve processos semelhantes à erosão do leito do rio de modo que um modelo semelhante poderia ser usado para ajudar a interpretar aspectos da morfologia do canhão e as diferenças entre os sistemas de canhão. No entanto, a descarga e o fluxo de energia não variam em sentido descendente nos canhões submarinos, da mesma forma que nas redes fluviais, porque os tributários normalmente não estão ativos simultaneamente.

(*) O fliche é um termo suíço alemão que designa um depósito sedimentar detrítico constituído por uma alternância de arenitos e margas que se acumularam nas bacias oceânicas profundas em fase de fecho no quadro de uma orogénese. O fliche é depositado um ambiente depositional calmo de fraca de fraca energia. As camadas mais grossas (que necessitam de muita energia para se depositarem), que sublinham interrupções do ambiente calmo, estão associadas a fluxos de transporte de massa a partir da cunha orogénica, os quais correspondem muitas vezes a correntes turbidíticas. Actualmente, e sobretudo na estratigrafia sequencial, o fliche corresponde aos cones submarinos de bacia que formam o subgrupo inferior de cortejos sedimentares do grupo de cortejos de nível baixo do mar.

Escala....................................................................................................................................................................................................................................................................................................Scale

Échelle / Escala / Skala / 规模 / Шкала, масштаб / Scala /

Relação entre a distância entre dois pontos num mapa e a distância real entre esses dois pontos no terreno.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Secção Geológica »
&
« Linha Sísmica Longitudinal »

Figura 297 (Escala) - Uma escala pode ser expressa de três maneiras: (i) Numericamente, como uma relação ou uma fracção, como, por exemplo, 1:100 000 ou 1-100 000 ; (ii) Verbalmente, como "um centímetro para uma quilómetro" (nunca diga "um centímetro equivale a um quilómetro") e (iii) Graficamente, marcando as distâncias numa linha de referência. O último método tem a vantagem de que a escala permanece verdadeira mesmo se o mapa for ampliado ou reduzido, quer manual quer mecanicamente. O primeiro método é, particularmente, útil uma vez que qualquer unidade de medida pode ser utilizada. Por exemplo, se alguém usa unidades métricas, uma escala de 1:100 000 significa que um centímetro no mapa representa um quilómetro da superfície da Terra (uma vez que 100 mil centímetro equivale a 1 km). Quanto mais o tamanho de um objecto num mapa se aproxima do tamanho real do objecto na superfície da Terra, maior é a escala do mapa. Um mapa a grande escala, geralmente, mostra mais detalhes do que um mapa a pequena escala, mas cobre uma área mais pequena do que um mapa a pequena escala do mesmo tamanho. Em zoologia e paleontologia, a escala é, muitas vezes, dada pelo tamanho de que qualquer osso ou escamas da pele de um animal. Nos peixes, onde o principal componente das escamas é osso, e elas se formam, directamente, na membrana da pele à medida que o peixe cresce, o número de filas de escamas, assim como o tipo, permitem a identificação de uma espécie (o crescimento das escamas é marcado por anéis, o que ajuda a determinar a idade do peixe). Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore profundo de Angola, a escala horizontal está exprimida, graficamente, no canto inferior direito, onde a linha de amostra (em branco) representa 5 km. A escala vertical da linha sísmica deste autotraço é milissegundos em tempo duplo (tempo duplo, isto é, tempo de ida e volta das ondas sísmica até um determinado reflector). O comprimento total desta linha sísmica pode ser representado, graficamente, numa carta do offshore de Angola (não representada nesta figura). Nas linhas sísmicas, a escala horizontal é quase sempre representada de maneira gráfica, o que permite aos geocientistas de a ampliar ou de reduzir. Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, a escala é fundamental, uma vez que a interpretação geológica é dependente da escala. Por exemplo, a geometria de um talude deltaico e de um talude continental é, praticamente, a mesma. O que as diferencia são as dimensões. Um talude deltaico tem, em geral, no máximo cerca de 60-100 m de espessura, enquanto que um talude continental tem, necessariamente, mais de 200 m de espessura e pode e pode atingir vários quilómetros. Da mesma maneira, sem escalas, um geocientistas, ao nível hierárquico do ciclo sequência nunca pode diferenciar uma retrogradação da linha da costa, induzida por uma associação de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas, com os diferentes abruptos e berma de uma praia. Sem escalas (vertical e horizontal) uma linha de georadar (*) parece uma linha sísmica convencional como as utilizada na pesquisa petrolífera. O que as diferencia é a escala e sobretudo a escala vertical. De qualquer maneira, nunca podemos esquecer que um geocientistas não observa com os olhos mas com a cérebro. Os olhos servem, unicamente, para receber as ondas luminosas que vêm do objecto observado e as transmitirem para o cérebro, onde elas são armazenadas, processadas e correlacionadas observações anteriores. Isto quer dizer, que se o geocientista não sabe a priori qual é a diferença entre uma progradação deltaica e uma progradação de um talude continental, ele nunca as diferenciará numa linha sísmica, mesmo se ele passar dias ou semanas olhando par uma linha sísmica. Como disse K. Popper, um geocientista para observar qualquer coisa no campo ou numa linha sísmica tem que saber o que têm que observar, ou seja, “A Teoria precede a Observação. Por outro lado, aquilo que um geocientista observa numa linha sísmica, por exemplo, é função dos seus conhecimentos e das suas expectativas (é por isso que a localização geográfica e geológica da linha sísmica é igualmente indispensável para que o geocientista proponha uma interpretação coerente e difícil de refutar).

(*) O georadar é uma técnica de prospecção geofísica não destrutiva com base na análise dos fenómenos de propagação (refração, reflexão e difração) das ondas electromagnéticas de alta frequência (10 MHz a 2 GHz) no subsolo. O georadar, inicialmente, de natureza impulsiva, é baseado na excitação do subsolo, a partir de uma antena de transmissão, por um trem de impulsões de curta duração (1 a 50 ns) para detectar, usando uma antena de recepção, os ecos sucessivos associados aos contrastes de permissividade ou de condutividades encontradas pelas ondas eletromagnéticas durante a sua propagação. Esses contrastes indicam a presença de objectos enterrados ou de estratificações do subsolo. O uso do georadar frequencial é mais recente devido a limitações instrumentais que lhe são associados, todavia, actualmente há um grande número de trabalhos de pesquisa sobre este método.

Escala do Tempo (geológico)...................................................................................................................................................Geologic Time Scale

Échelle du temps (géologique) / Escala de tempo (geológico) / Geologische Zeitskala / 地质年代 / Геохронологическая шкала / Scala dei tempi geologici /

Divisão da história geológica em: (i) Éons ; (ii) Eras ; (iii) Períodos ; (iv) Épocas e (v) Idades, determinados a partir da estratigrafia e paleontologia.

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Cronostratigrafia »
&
« Datação Radiométrica »

Figura 298 (Escala do Tempo, geológico) - A maioria dos geocientistas considera que a fronteira Proterozóico / Fanerozóico ocorre com o aparecimento das primeiras trilobites e arqueociatos Archaeocyatha (*). Assim, o Fanerozóico representa o tempo durante o qual a maioria dos organismo macroscópicos, algas, fungos, plantas e animais viveram. Inicialmente, pensava-se que o Fanerozóico coincidia com o início da vida. Hoje em dia, este Éon coincide com o aparecimento de animais, que desenvolveram um esqueleto externo, como, as conchas e outros animais, mais recentes, que formaram um esqueleto interno, como os elementos ósseos dos vertebrados. O tempo antes do Fanerozóico é em geral chamado Pré-Câmbrico, que é qualificado de Superéon, éon ou era, função dos geocientistas. Certos geocientistas consideram o Pré-Câmbrico como um Superéon, e dividem-o em Arcaico e Algônquico que eles consideram éons. Outros dividem o Pré-Câmbrico em quatro eras: (i) Hadeano ; (ii) Quatarqueozóico ; (iii) Arqueozóico e (iv) Proterozóico (proteros = anterior + zoikos = animais). Os dois primeiros formam o Arcaico e os dois últimos formam o Algônquico. O Fanerozóico é formado por três eras: (a) Paleozóico ; (b) Mesozóico e (c) Cenozóico. A terminação "zóico" significa animal, assim como "Paleo" significa antigo, "Meso" médio e "Ceno" recente. Estas divisões reflectem as grandes mudanças na composição das antigas faunas, sendo cada uma delas caracterizada por um grupo particular de animais. O Cenozóico é chamado "Idade dos Mamíferos, como o Mesozóico é chamado "Idade dos Dinossauros" e o Paleozóico "Idade dos Peixes". Evidentemente, que isto é uma superssimplificação, uma vez que, por exemplo, no Mesozóico viveram muitos outros animais além dos Dinossauros, como mamíferos, tartarugas, crocodilos, rãs e, sobretudo, um número, extremamente, grande de variedades de insectos. Houve muitos tipos de animais que viveram no passado e que hoje não existem. As antigas floras, também sofreram muitas mudanças e não, necessariamente, ao mesmo tempo que os animais. Se nós tivéssemos a possibilidade de viajar até ao Arcaico seria difícil pensar que estávamos no mesmo planeta que hoje habitamos. A atmosfera era muito diferente da que hoje respiramos. Ela era, principalmente, formada por metano (CH4) e amoníaco (NH3) e outros gases tóxicos para a grande maioria dos seres vivos do nosso planeta. Foi nesse tempo, que a superfície da Terra começou a arrefecer, suficientemente, para que as rochas e as placas litosféricas começassem a formar-se. As primeiras bactérias e os estromatólitos (estruturas bioquímicas de acreção em camadas, formadas em mares pouco profundos, por armadilha, envolvimento e cimentação de grãos sedimentares por biofilmes, ou seja, tapetes microbianos, de micro-organismos, especialmente cianobactérias) apareceram no fim de Arcaico, mais ou menos, durante Quatarqueozóico. O esquema ilustrado nesta figura, sugere que no Hadeano se formar os continentes e oceanos, que no Quatarqueozóico se formaram as primeiras rochas ígneas e rochas sedimentares, assim com o as primeira bactérias anaérobicas e os estromatólitos (a definição de estromatólito está sujeita a muitas controversas, mas de maneira aproximativa, pode dizer-se que os estromatólitos são rochas fósseis formadas pela actividade de microorganismos em ambientes aquáticos, que, quando acumulados no fundo de mares de fraca profundidade de água, formam uma espécie de recife). No Arqueozóico, começaram a produzir-se as fotossínteses aeróbicas, atmosfera começou a oxigenar-se e apareceu a respiração aeróbica, e no Proterozóico, apareceram os protocariotes, os eucariotes, a reprodução sexual, os macroeucariotes e as microalgas. Desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga até hoje, seguinte sucessão de eventos geológico é proposta :(i) Formação dos continentes e oceanos ; (ii) Aparição da rocha ígneas e sedimentares ; (iii) Bactéria anaeróbica e estromatólitos ; (iv) Fotossíntese aeróbia, Atmosfera oxigenada, Respiração aeróbica ; (v) Protocariotes, Eurocariotes, Reprodução sexual, Macroeucariotes, Microalgas ; (vi) Répteis, Peixes, Primatas e Mamíferos : (vii) Crustáceos, Moluscos, Plantas ; (viii) Peixes, Fetos, Anfíbios ; (ix) Insectos, Répteis, Coníferas ; (x) Dinossáurios, Mamíferos, Aves, Angiospérmicas ; (xi) Extinção das Amonites e Dinossáurios, Primatas ; (xii)Antropóides, e (xiii) Pré-Hominídeos, Homo Sapiens).

(*) Os arqueociatos são animais conhecidos apenas em registo fóssil do Câmbrico, de modo de vida colonial ou solitário e suportados por um esqueleto interno carbonatado. Os primeiros fósseis de arqueociatos foram descobertos na primeira metade do século XIX em afloramentos no Labrador (Canadá) e na Sibéria (Rússia), mas foram descritos, respectivamente, como esponjas e Calamites, uma planta típica do Carbonífero. Só em 1862 foi reconhecido que pertenciam a um filo próprio, designado então como Archaeocyatha. Actualmente, o posicionamento taxonómico dos arqueociatos ainda se encontra em debate, com alguns autores a considerarem o grupo como uma classe do filo Porifera. Os arqueociatos surgiram no Câmbrico Inicial e extinguiram-se no Câmbrico Médio.

Escoada Detrítica................................................................................................................................................................................................................Debris Flow

Lava torrentielle / Flujo detrítico / Schuttstrom / 泥石流 / Лавовый поток / Colata detritiche /

Um dos quatro tipos de fluxos ou escoadas que se podem reconhecer em associação com os sistemas de deposição turbidítica: (i) Escoadas Granulares, nas quais a dispersão dos materiais e a manutenção destes em suspensão é promovida pela colisão entre partículas ; (ii) Escoadas Liquidificadas, nas quais os grãos perdem contacto uns com os outros, sendo dispersos e mantidos em suspensão pelos movimentos ascendentes da água ; (iii) Escoadas Detríticas, nas quais o fluido tem grande quantidade de material fino em suspensão, o qual serve de sustentáculo ao transporte em suspensão de alguns elementos maiores e (iv) Escoadas Turbidíticas, as quais correspondem a misturas turbulentas de água e sedimentos variados que, no conjunto, caracterizam um fluido cuja densidade global é maior do que a da água que envolve a corrente.

Ver: « Fluxo ou Escoamento Turbidítico »
&
« Estratigrafia Sequencial »
&
« Escoamento de Detritos »

Figura 299 (Escoada Detrítica, fluxos) - Os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, eles movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de uma escoada de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira do escoamento. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. As escoadas de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Elas tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Por vezes, os primeiros movimentos (pulsos) ou os primeiros escoamentos formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. A presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a formação dos cones aluviais. Esta fotografia ilustra a escoada de detritos do complexo vulcânico a Oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geocientistas que estudaram este escoamento consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Outros são quase instantâneos. Eles podem ultrapassar velocidades superiores a 160 km por hora, como, a escoada de Huascaran nos Andes do Peru. De facto, no dia 31 de Maio de 1970, o terremoto de magnitude 7,7 que ocorreu no Peru, desencadeou um dos deslizamentos de terra mais catastróficos que já ocorreram : a escoada do Nevado Huascaran. Este evento é conhecido pelo grande número de mortos que ele causou (cerca de 1 800), e pelas suas características geológicas. A enorme massa de rocha e gelo (superior 50 x 10^6 m^3) originada a partir da face Oeste do pico Norte do Nevado Huascarán (6654 m), localizado a cerca de 130 km a Este do epicentro do terremoto. Esta escoada percorreu (mais ou menos 16 km). Antes de chegar as aldeias de Yungay e Ranrahirca. Ela deslizou cerca de 2 km sobre um glaciar, preencheu o fundo do vale, no sopé da encosta e, em seguida, canalizou-se através de um desfiladeiro. Pouco antes do final do desfiladeiro, ela dividiu-se em dois lóbulos em direcção da aldeia de Ranrahirca, galgando os 230 m de altura do cume sul do desfiladeiro, continuando em direcção da aldeia de Yungay (https://books.google.es/ livros? isbn = 33190499). Igualmente sobre este assunto é interessante referir os trabalhos de J. L. Zêzere sobre as escoadas detríticas que ocorreram em Portugal na sequência de tremores de terra (http://cerg.u-strasbg.fr/site/cerg_eng/cerg/intro/index.html): (i) A escoada detrítica da Costa do Castelo, em Lisboa, que ocorreu no dia 28 de Janeiro de 1512 e que provocou a destruição de 200 casas e a morte de 2 000 pessoas ; (ii) A escoada detrítica de Santa Catarina, em Lisboa, ocorreu no dia 22 de Julho de 1597 e que destruiu cerca de 220 habitações ; (iii) A escoada detrítica de Vila Franca do Campo (ilha dos Açores) que ocorreu a 22 de Outubro de 1522 e foi responsável pela destruição quase total da povoação com o mesmo nome e a morte de cerca de 5 000 mortos. Em qualquer dos casos estudados, são fortes os indícios de um desencadeamento sísmico. Nos exemplos ocorridos na cidade de Lisboa, o catálogo sísmico de Oliveira (1986) assinala sismos nas datas em questão com intensidade de, respectivamente, VIII e VII da escala de Mercalli Modificada (determinação da intensidade de um sismo a partir dos seus efeitos sobre as pessoas e sobre as estruturas construídas e naturais). O escoamento de Vila Franca do Campo foi desencadeado por um sismo importante, com intensidade epicentral de X e magnitude estimada de 6,8 (destruidor em regiões populosas, derrube de paredes) na escala de Richter (*) (a título de exemplo o terramoto de 1755 em Lisboa atingiu magnitudes entre 8,7 a 9 na escala de Richter.

(*) Ao contrário da escala de intensidade (Mercalli) que é qualitativa a escala que mede as magnitudes é quantitativa (Richter), uma vez que a magnitude calcula-se a partir de dados fornecidos pelos sismogramas. A escala de magnitudes mais utilizada é a Escala de Richter. Esta é uma escala logarítmica, no caso de base 10, o que implica que a subida de uma unidade na escala representa um aumento da energia libertada cerca de trinta vezes maior.

Escoamento de Detritos..........................................................................................................................................................................................Debris Flow

Coulée de débris / Flujo de detritos / Schutt, Murgang / 碎片, 泥石流 / Поток обломочного материала / Transporto in massa, Colata /

Movimento rápido, mais ou menos, desordenado de uma corrente turbulenta caracterizada por um alto teor de água e restos de rochas. Os mais rápidos fluxos rivalizam com a velocidade dos deslizamentos rochosos. Movimento de material não consolidado, sobre a acção de gravidade, semelhante ao escoamento da argamassa ao longo de um declive. O fluxo ou escoamento de detritos é um dos mais perigosos movimentos gravitários dos terrenos. Ele pode acontecer de um momento para o outro e inundar, completamente, cidades inteiras. Como o seu nome sugere os componentes principais de tais correntes são detritos de rochas de tamanho muito variável. Sinónimo de Fluxo de Clastos (detritos) e Escoada detrítica.

Ver: " Fluxo ou Escoamento Detrítico "
&
" Cone de Dejecção Submarino "
&
" Corrente Turbidítica "

Figura 300 (Escoamento de Detritos) - Os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, os escoamentos movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de um escoamento de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira da escoada. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. Os escoamentos de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Os escoamentos de detritos tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Os primeiros movimentos (pulsos) formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. A presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a sua formação. Um escoamento pode mover em encostas muito suaves, mesmo quando os fragmentos sólidos representam 80-90% do peso da sua massa total. Velocidade e distância percorrida depende da natureza dos materiais, da quantidade de água, da viscosidade da mistura água/material, da topografia, da saturação em água do solo no qual ele se move. Com ilustrado no esquema geológico desta figura, um deslizamento de detritos ou de terra, como dizem certos geocientistas, caracteriza-se quase sempre pela presença de três zonas: (i) Zona de Alimentação, zona superior alargada de recolha de materiais e de partida de escoamento ; (ii) Zona de Transporte, formas por um canal de escoamento estreito e comprimento muito variável ; (iii) Zona de acumulação, lobo terminal alargado numa espécie de cone de dejecção, mas de perfil convexo. Esta figura ilustra o fluxo de detritos do complexo vulcânico a oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geocientistas que estudaram este escoamento de detritos consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Outros são quase instantâneos e podem ultrapassar velocidades >160 km por hora, como, o escoamento de Macatia (Venezuela, Dezembro, 1999), que fizeram um número incalculável de mortos, visto que os desaparecidos se contam por milhares. A escoada do Nevado Huascarán nos Andes do Peru, induzida por um terremoto de magnitude 7,7 é, igualmente, um dos escoamento de detritos dos mais catastróficos que já ocorreram (cerca de 1 800). Tendo em linha de conta os riscos das escoadas de detritos, os grandes e rápidos escoamentos de rochas e detritos, conhecidos também como avalanches de pedras, são particularmente perigosos, sobretudo nas regiões montanhosas como por exemplo na Suíça. Lembremos o desastre em Elm (cantão de Glaris), no qual um escoamento de detritos matou 115 pessoas, no 11 de Setembro de 1881 (*) . Este deslizamento, que segundo A. Heim foi causada pela exploração inadequada de uma pedreira de ardósia, começou com pequenos deslizamentos de rocha de cada lado da pedreira na encosta da montanha. Alguns minutos depois, toda a massa de rocha acima da pedreira caiu e escoou-se através do vale. O movimento dos fragmentos de rocha, que até esse momento eram simples deslizamentos e pequenas caídas transformaram-se num escoamento detrítico importante. A massa rochosa escoou-se para o outro lado do pequeno vale, virou e fluiu para o vale principal, onde ela se deslocou cerca de 5 km a alta velocidade antes de parar. Cerca de 10 Mm3 de rocha desceram, mais ou menos, 470 m, quase verticalmente, em 55 segundos, envolvendo uma energia cinética enorme. Uma avalanche de queda de rocha similar, mas ainda maior ocorreu em Frank (Canadá, Alberta), em 1903, causando grandes perda de vida e propriedades. Todavia, estes escoamentos de detritos são muito menores, do que o que ocorreu dia 31 de maio de 1970 no Peru, que enterrou a cidade de Yungay e parte de Ranrahirca, causando uma perda de mais de 18 000 vidas.

(*) Este evento foi relatado por Franz Hohler no seu romance “Die Steinflut” (O dilúvio de pedras).

Espaço Disponível (para os sedimentos).................................................................................................................................Accommodation

Espace disponible (pour les sédiments) / Espacio disponible (para sedimentos) / Unterkunft, verfügbar Raum (für Sediments) / 住宿, 空间（泥沙) / Свободное пространство (для геологических отложений) / Spazio disponibile (per i sedimenti), Alloggio /

Espaço para os sedimentos entre o fundo e o nível de mar. O espaço disponível é função da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e da tectónica. As variações do espaço disponível são induzidas pelas variações do nível de mar relativo (eustasi mais subsidência ou levantamento do fundo do mar). Sinónimo de Acomodação.

Ver : « Acomodação »
&
« Paleobatimetria »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 301 (Espaço Disponível, para os sedimentos) - O espaço disponível para os sedimentos ou acomodação, como, certos autores dizem, só tem sentido a montante o rebordo da bacia, uma vez que a jusante, a lâmina de água é sempre superior a 200 m, o que quer dizer que, há sempre espaço disponível suficiente para os sistemas de deposição de água profunda. Por outras palavras, as variações do nível do mar relativo não têm grande efeito em água profunda, salvo quando o nível do mar relativo desce abaixo do rebordo da bacia (sistemas de deposição turbidítica). Não esqueça que dois tipos nível do mar: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar de mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou do fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. Obviamente o nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Na realidade, os cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST) são os únicos sistemas de deposição que se formam durante as descidas significativas do nível do mar relativo (diminuições importantes da lâmina de água). Ao contrário, a montante do rebordo da bacia, que pode ou não coincidir com o rebordo continental, as variações do nível do mar relativo controlam a deposição. Um aumento do espaço disponível (acomodação) induz deposição e uma diminuição induz erosão. Todavia, é importante considerar se a bacia tem plataforma continental ou não. No caso de uma bacia com plataforma, isto é, quando a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos, a linha da costa) está a montante do rebordo continental (que neste caso coincide com o rebordo da bacia), uma subida do nível do mar relativo aumenta o espaço disponível e assim haverá deposição. Se o acarreio sedimentar for suficiente, todo o espaço criado será preenchido, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, e a lâmina de água manter-se-à constante. Se o acarreio sedimentar não for suficiente para preencher todo o espaço criado pelos acréscimo de subida do nível do mar relativo (ingressões marinhas ou paraciclos eustáticos), haverá deposição, mas a lâmina de água aumentará, uma vez que só uma parte do espaço disponível criado é preenchido. Quando a bacia não tem plataforma, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o limite superior do talude continental (rebordo continental), que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia (ele coincide com o rebordo da bacia em condições geológicas de nível alto). Em condições geológicas de nível baixo, o rebordo da bacia está, largamente, a montante do rebordo continental assim com da linha da costa. Neste caso, várias hipótese são possíveis: (a) Se o espaço disponível, criado pela subida do nível do mar relativo, for todo preenchido, a lâmina de água resta nula ; (b) Se espaço disponível (acomodação) não for todo preenchido, forma-se uma lâmina de água, isto é uma plataforma continental, uma vez que um intervalo transgressivo começa a depositar-se ; (c) Se o espaço disponível criado é insuficiente, para acomodar todo o acarreio sedimentar, uma parte dos sedimentos depositar-se-á no sector superior do talude continental e a formação de correntes turbidíticas é possível. A ciclicidade do espaço disponível é induzida pela eustasia, uma vez que a taxa das variações eustáticas é muito maior do que a taxas das variações tectónicas, enquanto que a magnitude é, sobretudo, dada pela tectónica (subsidência ou levantamento). É importante não esquecer que, como ilustrado na fotografia desta figura, para haver deposição (excepto para os depósitos turbidíticos) o espaço disponível tem sempre que aumentar dentro de um ciclo sequência. Ele aumenta em aceleração durante o prisma de nível baixo (PNB) e durante um intervalo transgressivo (IT) e em desaceleração durante o prisma de nível alto (PNA). Desde que o espaço disponível para os sedimentos ou acomodação desce de maneira significativa forma-se uma discordância (superfície de erosão). Neste afloramento, cada ciclo sequência está, unicamente, representado pelo grupo de cortejos de alto nível (CNA), quer isto dizer, pelos cortejos sedimentares que constituem os subgrupos de cortejos conhecidos como prisma de nível alto (PNA) e intervalo transgressivo (IT).

Espaço Disponível Subaéreo.................................................................................................................Subaerial Accommodation

Espace disponble subaérien / Espacio disponible subaéreo / Subaerische Unterkunft / 陆上住宿 / Свободное пространство в нижних слоях атмосферы / Spazio disponibile subaereo, Alloggio subaerea /

Espaço disponível para os sedimentos fluviais, quando a linha de baía migra para jusante, após uma descida do nível do mar relativo. O espaço disponível subaério pode ser, localmente, definido pelo espaço entre o antigo e novo perfil de equilíbrio provisório de um curso de água.

Ver : « Espaço Disponível (para os sedimentos) »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »

Figura 302 (Espaço Disponível Subaério) - Dentro de um ciclo sequência, durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), desde que a bacia deixa de ter uma plataforma continental (o deslocamento da linha da costa para o mar fez desaparecer, pouco a pouco, a plataforma continental que exista durante a 1a fase de desenvolvimento), quando o nível do mar relativo (nível do mar local e referenciado quer é base dos sedimentos quer ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) começa a descer, o ponto de equilíbrio (ponto onde taxa de variação do nível do mar relativo e de subsidência são iguais e se compensam) desloca-se para o mar, assim como a linha de baía. O conceito de linha de baía foi definido por Posamentier e P.Vail da seguinte maneira: (i) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (ii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (iii) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação ; (iv) A linha de baía é o limite entre a planície costeira (domínio dos sistemas de deposição costeiros e de água pouco profunda) e a planície aluvial (domínio dos sedimentos fluviais) ; (v) A montante da linha da baía, as variações do nível do mar relativo não têm nenhuma influência nos sistemas de deposição. Quando o deslocamento do ponto de equilíbrio para o mar, atinge a linha de baía e ambos se deslocam para o mar, uma acomodação subaérea é adicionada e inicia-se uma agradação por biséis costeiros. A sedimentação continua até que a descida do nível do mar relativo atinja o ponto de inflexão da curva das variações do nível do mar relativo. Depois, o ponto de equilíbrio e a linha da baía deslocam-se para o mar com formação de uma discordância do tipo I (depósito de sistemas turbidíticos na parte profunda da bacia). Certos geocientistas insistem sobre o facto que, teoricamente, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) representa um espaço, a três dimensões, associado com uma certa disponibilidade de sedimentos, e que ele não é, realmente, independente da sedimentação. Este espaço tridimensional não se pode definir, correctamente, devido a dificuldade de distinguir uma acomodação real de um espaço que, provavelmente, não será preenchido pelos sedimentos. Como ilustrado nesta figura, o espaço disponível subaéreo, para os sedimentos fluviais (*), quando a linha da baía migra rio abaixo, no seguimento de uma descida do nível do mar relativo, é, por vezes, definido pelo espaço entre os antigos e os novos perfis provisório de equilíbrio. Este conceito não se pode utilizar, facilmente, porque os perfis provisórios das correntes, utilizados para esse fim, são difíceis de reconhecer. A acomodação subaérea pode determinar-se a partir do nível de base estratigráfico (razão entre a acomodação, “A”, e o acarreio sedimentar, “S”, ou seja pela relação A/S). Uma relação “A / S” positiva >1 significa que o acarreio sedimentar não pode preencher a acomodação disponível, causando, potencialmente, uma inundação da planície aluvial (a acomodação é sempre maior do que o acarreio sedimentar). Se a relação “A / S” é igual 1, há equilíbrio entre a acomodação e o acarreio sedimentar, resultando sucessões expandidas que têm uma alta probabilidade de serem inundadas. Quando “A / S” é zero ou negativa, não há acumulação, mas transferencia sem deposição dos sedimentos (zona de transferência), e a formação de superfícies de erosão regionais ou limites da sequência. Na evolução da sequência aluvial esquematizada nesta figura, ao nível hierárquico dos ciclos sequência: (A) Uma subida do nível do mar relativo implica deposição de depósitos subaquáticos (intervalo transgressivo) e de depósitos aluviais ; (B) Desde que a subida do nível do mar relativo desacelera há progradação do litoral (prisma de nível alto, PNA) e retrogradação aluvial e (C e D) Uma descida significativa do nível do mar relativo implica um deslocamento da erosão da costa para o mar e para baixo e formação de um limite de sequência, o que permite o depósito de cortejos sedimentares de nível baixo do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) do novo ciclo sequência.

(*) Na estratigrafia sequencial, os sedimentos fluviais são aqueles depositados a montante da linha da baía.

Espessamento (avanço de um glaciar)........................................................................................................................................Glacial thickening

Épaississement (avance d'un glacier) / Espesamiento (avanço glaciar) / Verdickung (vor einem Gletscher) / 增厚（提前冰川） / Утолщение (ледник) / Ispessimento (avanzare di un ghiacciaio) /

Aumento da massa de um glaciar, quando a acumulação é superior à ablação. Um glaciar é como uma corrente de água, ou seja, ele existe, unicamente, enquanto há escoamento. Se a acumulação é maior do que a ablação, o glaciar engrossa continuando a escoar-se costa abaixo. Se a ablação é superior à acumulação, ele não se encolhe, continua a escoar-se costa abaixo, mas adelgaçando-se.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Glacioisostasia »
&
« Ciclo de Milankovitch »

Figura 303 (Espessamento, de um glaciar) - Certos geocientistas, mas sobretudo, os novos ecologistas, isto é, os “melancias” (verdes por fora e vermelho por dentro) como eles são conhecidos em certos países ocidentais, falam de avanço e recuo dos glaciares. Um glaciar, por definição, só pode avançar, uma vez que ele é uma corrente de gelo. Isto quer dizer, que um glaciar nunca pode recuar (andar para trás). Um glaciar é única e simplesmente um rio (corrente) de gelo, que por definição se desloca sempre costa abaixo e não costa acima. Assim, é mais correcto dizer (como o fez C. Emiliani em 1992), que um glaciar engrossa ou que o seu volume aumenta, quando a acumulação é maior do que a ablação e que ele se adelgaça (diminui de espessura) quando a ablação é maior do que a acumulação. Muitas vezes, o adelgaçamento e engrossamento não tem nada a ver com a extensão do glaciar. Existem glaciares que diminuíram de extensão, mas cujo volume aumentou. É exactamente o que se passa em certas regiões da Antárctica, onde não se pode esquecer que offshore Oeste é afectado por uma corrente marinha quente, que, evidentemente, funde uma parte do gelo, o que não tem nada a ver com o aquecimento global e, sobretudo, com o chamado aquecimento global antropogénico. O balanço de massa de um glaciar, crucial para sua sobrevivência, é a diferença entre a acumulação e ablação (derretimento e sublimação). As alterações climáticas podem provocar variações de temperatura, bem como a queda de neve, provocando alterações no balanço de massa. Um glaciar com um balanço de massa negativo persistente está em desequilíbrio e adelgaça-se. Um glaciar com um balanço de massa positivo persistente está em desequilíbrio, e aumenta de volume para restaurar o equilíbrio. Actualmente, existem alguns glaciares que se espessam. Todavia as taxas de crescimento são pequenas o que pode sugerir que eles não estão muito longe do equilíbrio (*). Como ilustrado nesta figura, é muito provável que o espessamento e adelgaçamento dos glaciares esteja, em grande parte, mas não só, associado com os ciclos solares ou de Schwabe (**). Estes ciclos de actividade magnética solar correspondem a mudança de 11 anos, quase periódicas, da actividade do Sol, incluindo alterações dos níveis de radiação solar e de ejecção de material solar, assim como alterações do número de manchas solares, explosões e outras manifestações. Neste exemplo, durante o ciclo solar 22, que foi um ciclo frio, a grande maioria dos glaciares aumentou de espessura e a extensão lateral de muitos deles aumentou. Todavia, durante o ciclo solar 23 (1996 - 2008) a maioria dos glaciares diminui de espessura e a sua extensão lateral diminuiu. Com o ciclo 24, que parece ter começado em 2009, é provável que a extensão lateral e o volume de muitos glaciares aumente. O aumento da actividade solar, age directamente sobre a Terra (pequeno aumento da radiação, pequeno efeito de aquecimento e aumento da evaporação). Um tal aumento suprime a penetração dos raios cósmicos na atmosfera da Terra, reduzindo assim núcleos de condensação disponíveis nas nuvens baixas. Isto, aumenta a claridade do céu e a radiação recebida, assim como o efeito de estufa já dominante do vapor de água. O efeito inverso de um Sol mais quiescente reduz o aquecimento solar directo, permite a penetração dos raios cósmicos (facilitam a formação de nuvens baixas), o que aumenta a reflexão da radiação solar reduzida, diminuindo a claridade céu e a evaporação, o que simultaneamente, reduz a disponibilidade do mais importante gás de efeito estufa, vapor de água, através da condensação e precipitação.

(*) O adelgaçamento de um glaciar, resulta da perda da parte baixa do glaciar. A parte mais alta do glaciar é mais fria, a fusão da parte baixa do glaciar reduz de maneira significativa a ablação total, e, assim, aumenta o balanço de massa, estabelecendo um equilíbrio. Todavia, se o balanço de massa de uma parte importante da zona de acumulação do glaciar for negativa, ele é em desequilíbrio com o clima e derreterá se o clima não tornar mais frio ou se as precipitações de gelo não aumentarem. (https://fr.wikipedia.org/wiki/Recul_des_glaciers_depuis_1850)

(**) Ciclos que mostram a actividade do Sol em intervalos de aproximadamente 11 anos. O Sol é, e sempre será, laboratório para a obtenção "in situ" dos dados necessários para a elaboração das teorias necessárias ao entendimento dos processos, fenómenos e suas causas, que ocorrem em todos os corpos a partir do Sistema Solar em direção ao Universo, incluindo a Terra. O índice da actividade geomagnética da Terra pode ser um importante indicador da detecção e previsão do ciclo solar. O índice combina a actividade geomagnética IHV com as proeminências, chamas solares e a ejeção de massa coronal. Estes fenómenos estão associados à outra componente, a taxa de ionização da atmosfera da Terra, causada pela variação de velocidade do vento solar.

Espessura Estratigráfica.......................................................................................................................................................Stratigraphic Thickening

Épaisseur stratigraphique / Espesor estratigráfico / Stratigraphische Dicke / 地层增厚 / Стратиграфическая мощность / Spessore stratigrafica /

Espessura de uma unidade estratigráfica medida perpendicularmente às superfícies que a limitam. Num poço de pesquisa, a espessura estratigráfica é igual à espessura perfurada (medida verticalmente) multiplicada pelo coseno da inclinação da unidade estratigráfica.

Ver : «Inclinação (camada) »

Espiral de Ekman..............................................................................................................................................................................................................Ekman Spiral

Spiral d' Ekman / Espiral de Ekman / Korkenzieherströmung / 埃克曼螺旋 / Экмановская спираль / Spirale di Ekman /

Variação helicoidal do vector velocidade de uma corrente marinha em profundidade, função do efeito de Coriolis.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Transporte de Ekman »
&
« Contornita »

Figura 304 (Espiral de Ekman) - No mar, o vento controla, unicamente, a parte superior das águas superficiais. A espessura de água subjacente à camada superior em movimento, sofre uma tracção (via fricção), mas é deflectida devido ao efeito de Coriolis (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul). O intervalo seguinte sofre a tracção da camada sobrejacente, embora não tanto forte. Ele move-se, mas é, igualmente, deflectido. Como ilustrado neste esquema, descendo na coluna de água, todas os intervalos ou camadas de água são deflectidas e movem-se cada vez mais lentamente. A camada da base desta espiral, chamada espiral de Ekman, pode mover-se em direcção oposta a da camada de superfície. Em outros termos, pode dizer-se que : (i) As correntes marinhas de superfície são influenciadas pelo efeito de Coriolis ; (ii) O escoamento de superfície é desviado 45° com respeito à direcção do vento devido ao efeito de Coriolis ; (iii) O vector velocidade é cada vez mais desviado à medida que a profundidade aumenta ; (iv) À profundidade de fricção, o vector velocidade orienta-se ao contrário da direcção do vento ; (v) Como a magnitude do vector velocidade diminui com a profundidade, o transporte efectivo, chamado transporte de Ekman, é a 90° (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul) da direcção do vento ; (vi) O vector velocidade forma uma espiral, chamada espiral de Ekman, que têm uma geometria helicoidal positiva no hemisfério Norte e negativa no hemisfério Sul. Quando o vento provoca um movimento da água superficial para o largo (longe da costa), a parte inferior da água move-se, verticalmente, para cima. Ao contrário, quando o vento obriga a superfície da água a deslocar-se para a linha da costa, a água superficial desloca-se, verticalmente, para baixo. Quando o vento sopra de Norte para Sul, a água superficial desloca-se para Oeste, isto é, para longe da costa (hemisfério Norte). Uma corrente ascendente trás para a superfície água fria. Enquanto que as águas superficiais são, normalmente, pobres em nutrientes (fosfatos e nitratos, etc.), que são críticos para o crescimento das plantas, as águas profundas e frias têm altas concentrações destes nutrientes. Nas reconstituições paleogeográficas é importante determinar a direcção dos ventos dominantes, uma vez que eles podem ter uma influência no desenvolvimento de rochas-mães marinhas, em particulares nas margens divergentes. Se ao longo de uma margem a direcção do vento dominante obriga a água superficial a deslocar-se para o largo (para além do reborda da plataforma), a parte inferior da coluna de água vai deslocar-se verticalmente, para cima, e trazer para a plataforma oxigénio e nutrientes que vão favorecer o desenvolvimento da fauna e a flora na plataforma, condição sina qua non para a formação de rochas-mãe. Para bem compreender o efeito de Coriolis não devemos esquecer que  : (i) Todos os pontos da Terra têm a mesma velocidade angular e que força de Coriolis actua sobre todos os corpos ; (ii) Um ponto próximo do equador gira mais depressa que um ponto próximo do pólo Norte ; (iii) Os objectos pousados no chão, como, por exemplo, uma casa, giram com a mesma velocidade que o chão ; (iv) A força de Coriolis não tem nenhum efeito sobre os objectos fixos no chão ; (v) A velocidade onde está uma pessoa e a velocidade do ponto para onde ela vai são muito próximas para que ela sinta qualquer diferença ; (vi) Se a velocidade, em relação ao sistema rotacional (Terra), é zero, a força de Coriolis é zero ; (vii) Se um objecto se desloca para Sul ou para Norte e não está, firmemente, ligado ao chão, ele mantém a sua velocidade inicial para Este (oriente) enquanto se move ; (viii) Se o objecto viaja para Este, ele continua a mover-se para Este com a mesma velocidade até que seja exercida uma força que mude a sua velocidade ; (ix) Os objectos lançados do equador para o Norte mantém a componente de Este da velocidade da mesma forma que os objetos parados sobre o Equador ; (x) Quando um objecto se distancia o suficiente do equador, ele não se move mais para Este com a mesma velocidade que o chão sob ele ; (xi) Se uma pessoa parada lançar uma bola para Este, a bola move-se em linha recta (gravidade omitida) ; (xi) Se a pessoa se move para uma nova posição, a definição de Este para ela mudou e a bola não não se desloca mais na direcção Este-Oeste, ela parece ter-se desviado para fora ; (xii) Como a pessoa não sente a rotação da Terra, a conclusão natural é que uma força misteriosa tirou a bola da sua trajectória fazendo com que ela se se afaste do eixo de rotação (http://www.geografia.fflch.usp.br/graduacao/apoio/Apoio/Apoio_Elisa/flg0355/filespdf/For%C3%A7a_de_Coriolis.pdf). Assim, e da mesma maneira, quando uma pequena massa de ar começa a deslocar-se sob o efeito das forças de pressão, a força de Coriolis entra em jogo e desvia a sua trajectória para a direita se o movimento ocorre no hemisfério Norte e para a esquerda se ele se passa no hemisfério Sul. Este desvio continuará até que a força de Coriolis equilibre a força criada pelas diferenças de pressão. Neste caso, o vento seguirá as curvas de igual pressão e a circulação é geostrófica.

Estabilidade do Nível do Mar(relativo)..........................................................................................................Relative Stillstand

Stabilité relative (du niveau de la mer) / Estabilidad relativa (del nivel de mar) / Relative Stabilität (NN) / 相对稳定（海平面） / Относительная стабильность уровня моря / Stabilità relativa (livello del mare) /

Quando a coluna de água (lâmina de água) é constante. Isto acontece quando o nível do mar e a superfície de deposição são estacionários, sobem ou descem com a mesma velocidade. Nas linhas sísmicas, uma estabilidade do nível do mar relativo reconhece-se pela presença de biséis somitais e uma, quase, ausência de biséis de agradação costeira, isto é, de agradação.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Linha da Costa »
&
« Bacia sem Plataforma »

Figura 305 (Estabilidade Do Nível do Mar , que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, - Um intervalo sísmico com uma configuração interna, aparentemente, progradante oblíqua, é bem visível, na parte superior da interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma de uma linha sísmica do Mar Negro. Um tal intervalo sugere que as condições de deposição eram, nesse sítio (espaço) e nessa altura (tempo), caracterizadas por: (i) Um acarreio sedimentar, relativamente, importante ; (ii) Um espaço disponível para os sedimentos, isto é, uma acomodação, mais ou menos, constante e, relativamente, pequena, durante todo o depósito ; (iii) Uma subsidência, relativamente, fraca e (iv) A base do intervalo, relativamente, pouco inclinada para o mar (tome em linha de conta o artefacto sísmico induzido pelo aumento da lâmina de água: os reflectores distais estão, inclinados devido ao aumento da lamina de água). Tudo isto quer dizer, que durante a deposição desse intervalo progradante, provavelmente, o nível do mar relativo, ou seja, o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica) manteve-se, mais ou menos, constante durante o depósito de todos os cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição ou seja, litologias e faunas associadas, síncronos e geneticamente ligados) que formam este intervalo. Condições geológicas deste tipo são frequentes em regimes sedimentares energéticos com uma zona de trânsito ou de transferência sedimentar importante (zona de “bypass” des geocientistas anglo-saxões), o que permite uma acreção lateral e um preenchimento da bacia muito rápido, sem erosão ou com uma pequena erosão na parte superior da superfície de deposição, que quando inferior ao à resolução sísmica não é, obviamente, visível nas linhas sísmicas. Um exame mais atentivo da parte superior deste autotraço sugere, que as terminações superiores das progradações, isto é, que os biséis somitais (ou biséis superiores) podem não ser progradações oblíquas puras (sem erosão da parte superior). O intervalo progradante, provavelmente, depositado em condições geológica de nível baixo do mar, é, localmente coberto por horizontes, mais ou menos horizontais que, ao nível de um ciclo sequência, podem enfatizar um intervalo transgressivo (IT), antes de ser limitado, superiormente, por uma discordância (superfície de erosão, em vermelho, induzida por uma descida significativa do nível do mar que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), a qual parece (*) ter sido reforçada pela tectónica (discordância angular). Esta discordância é muito bem reconhecida não só pelos biseis superiores por truncatura dos sedimentos subjacentes, mais igualmente pelo preenchimento de um vale cavado seja bem visível na parte central desta tentativa de interpretação. Não se pode excluir que estas progradações fossem, inicialmente, sigmóides (progradações com acreção lateral e vertical), mas que a erosão, associada à descida do nível do mar relativo responsável da discordância, tenha erodido a parte agradante das progradações, o que quer dizer, que as terminações dos reflectores podem corresponder a biséis somitais por truncatura. Nesta caso, o ponteado da discordância tem que ser modificado. A discordância sendo a responsável da erosão da parte superior das progradações, tem que ser marcada imediatamente acima delas e não como ilustrado nesta tentativa de interpretação. Numa tal hipótese é difícil de considerar o intervalo progradante como um intervalo depositado em condições geológicas de nível baixo.Uma subida do nível do mar relativo pode a ser compensada por um levantamento do nível do mar, assim como uma descida do nível do mar relativo pode ser compensada por uma subsidência do fundo do mar. Além disso não se deve esquecer que a razão entre a acomodação (A) e o acarreio sedimentar (S), ou seja, o nível de base estratigráfico (A/S) pode ser positivo (A superior a 1), igual a 1 (A = S), igual a zero (A = 0) e negativo (A inferior a 1).

(*) Nesta autotraço é muito difícil reconhecer a verdadeira morfologia da discordância (horizonte vermelho), uma vez que a influência do artefacto sísmico induzido pela variação lateral da lâmina de água pode ser significativa. Na realidade, excepto para preenchimento do vale cavado, onde a morfologia do fundo do mar é muito diferente da morfologia do vale, o horizonte vermelho, interpretado como uma superfície de erosão (discordância,) mimetiza, em grande parte, o fundo do mar.

Estratificação (água)............................................................................................................................................................................................................Stratification

Stratification (eau) / Estratificación (agua) / Schichtung (Wasser) / 分层（水） / Расслоение (воды) / Stratificazione (acqua) /

Arranjo em camadas de um corpo de água. As camadas diferenciam-se por um contraste de densidade, a qual é o resultado da temperatura, salinidade ou de uma combinação das duas.

Ver: « Corrente de Contorno »
&
« Corrente Oceânica »
&
« Variação Estérica do Nîveldo Mar »

Figura 306 (Estratificação, água) - A estratificação da água ocorre quando água com alta e baixa salinidade (haloclina), ou água quente e fria (termoclina) formam camadas que actuam como barreiras à miscibilidade da água (qualidade de miscível, isto é, que pode ser misturada). A termoclina corresponde a uma variação brusca de temperatura a uma determinada profundidade de um corpo de água. Em baixas e médias latitudes, debaixo da camada superficial do mar, encontra-se uma camada com máximo diminuição de temperatura por unidade de profundidade, que é chamado termoclina. Nas regiões de alta latitude como as regiões polares o mar não têm nenhuma estratificação térmica, fria, o que permite a fácil mistura entre as águas superficiais e as águas profundas. Na oceanografia, a haloclina é um intervalo da coluna de água em que a salinidade da água muda rapidamente com a profundidade. Ela designa um forte gradiente vertical da salinidade. Ela pode ser permanente, como é a que ocorre na foz de um rio, ou transitória, como a que se produz depois uma forte chuvada no mar. Como a salinidade afecta a densidade da água do mar, ela exerce, por exemplo, um papel importante na estratificação vertical da água. Um aumento da salinidade de 1 kg/m3 cria um aumento de densidade de cerca de 0,7 kg/m3. Nas áreas de latitude média, quando há um excesso de evaporação, em relação a precipitação, a água superficial fica mais salgada do que água profunda. Nestas regiões, a estratificação vertical é sobretudo motivada pela diferença de temperatura entre as águas superficiais, que são mais quentes, e as águas profundas mais frias. O processo de formação de águas densas está, principalmente, ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo, geralmente as correntes termohalinas originam-se em altas latitudes (*). Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção do equador. As correntes turbidítica são correntes de densidade subaquosas e turbulentas, nas quais a diferença de densidade é causada por sedimentos em suspensão, uma vez que elas transportam os grãos, numa solução composta de água e sedimentos dispersos, que são mantidos em suspensão devido à turbulência. A termoclina é um horizonte, relativamente, pouco espesso, mas muito característico quer dos oceanos, quer dos lagos ou mesmo da atmosfera, no qual a temperatura muda muito mais, rapidamente, em profundidade do que o que acontece nos horizontes sobrejacentes e subjacentes. No oceano, a termoclina separa os horizontes superiores, onde a água é muito misturada e agitada, dos horizontes inferiores profundos, onde a água está quase em repouso. A circulação haloclina diz respeito à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de salinidade das águas dos oceanos (**). En função das estações do ano, latitude e turbulência criada pelos ventos, a termoclina pode ser semipermanente ou mudar muito de espessura e profundidade. A termoclina tem uma grande importância na distribuição dos organismos aquáticos, ela funciona como uma barreira para estes, uma vez que as mudanças de temperatura da água implicam em alterações na densidade, viscosidade, pressão, solubilidade e oxigénio, que por sua vez podem influenciar na flutuabilidade, locomoção e respiração dos organismos. Esta figura ilustra a estratificação térmica da água do lago Biwa no Japão. No verão, o gradiente (taxa de variação de uma grandeza física em função da distância ou do tempo) de temperatura muda, muito bruscamente, entre a água quente, da superfície, e a água fria subjacente. A barreira entre estes dois níveis, isto é, a termoclina, corresponde, neste exemplo, a um horizonte (azul claro), cuja espessura é de, mais ou menos, 10 metros, e cuja profundidade é de 15 metros na parte Sul do lago e cerca de 30 metros na parte Norte. Neste lago, além das ondas de superfície, que muitas vezes são tão altas como as onda do mar, a termoclina propaga-se como uma grande onda através do lago.

(*) A circulação termohalina ou termossalina refere-se à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de densidade das águas dos oceanos devido a variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao arrefecimento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação ou ainda à formação de gelo e consequente aumento de salinidade das águas vizinhas. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Circulação_termoalina).

(**) A velocidade destas correntes é muito pequena. Ela é cerca de 1 cm/s. Utilizando o conceito de tempo de residência, que é o tempo médio que uma dada substância (água profunda, neste caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, podem ser necessários cerca de 500 a 1000 anos para repor toda a água profunda do Oceano Atlântico, por exemplo.

Estratificação (sedimentos)...................................................................................................................................................................................Stratification

Stratification (sédiments) / Estratificación (sedimentos) / Stratifizierung (Sediment) / 分层（沙） / Слоистость (осадка) / Stratificazione (sedimento) /

Acumulação ou disposição dos sedimentos em estratos ou camadas, lâminas, lentes ou cunhas.

Ver: « Estrato »
&
« Turbiditos »
&
« Lei de Steno »

Figura 307 (Estratificação, sedimentos) - Como ilustrado nestas fotografias do rio Ardèche, em França, de num leixão de DunBriste (*), na costa da Irlanda, e dos turbiditos do onshore de Espanha (Pireneus), a estratificação dos sedimentos é a sobreposição vertical de um conjunto de estratos, isto é, de níveis de rochas com características internas consistentes, que as distinguem dos níveis contíguos. Os sedimentos clásticos são depositados em horizontes, mais ou menos, horizontais chamados estratos ou camadas. Esta disposição resulta da tendência que tem a água e, também, o vento, de espalhar sedimentos do mesmo tipo em níveis, relativamente, finos sobre uma grande área e durante um período com condições ambientais semelhantes. Quando as condições ambientais mudam no sítio de deposição várias coisas podem acontecer: (i) Diferentes tipos de sedimentos podem ser depositados no topo do nível anterior ; (ii) Pode haver um período de tempo durante o qual os sedimentos não se depositam (hiato) ; (iii) O nível original poder ser erodido, etc. De qualquer maneira, como o ambiente de deposição é o mesmo, o tipo de sedimentos depositados tende a ser mais semelhante dentro do mesmo nível do que em dois níveis diferentes. Os sedimentos têm tendência a ser mais semelhantes dentro da mesma camada que em camadas diferentes. Todavia, a continuidade lateral tem limites. Uma camada particular pode ser, relativamente, fina e biselar-se (desaparecer lateralmente), sem deixar nenhum registo particular do tempo de deposição na região do biselamento. O tipo de sedimento, que caracteriza uma camada pode mudar, lateralmente, de maneira gradual, em outro tipo dentro do mesmo nível, o que sugere que o ambiente de deposição, também, pode mudar, lateralmente, de maneira gradual. Determinadas combinações de ambientes sedimentares favorecem descontinuidades abruptas dos níveis sedimentares do mesmo tipo. As areias e argilitos depositadas por um rio são, em geral, descontínuas, devido aos repetitivos períodos de cheias. Outros ambientes sedimentares são mais propícios à continuidade das camadas. Os argilitos pelágicos depositados nas partes profundas das bacias exibem uma grande continuidade lateral. De qualquer maneira e em qualquer ambiente sedimentar, a estratificação caracteriza sempre uma continuidade lateral muito maior que vertical. Laminação e estratificação não são sinónimos. A laminação é uma sucessão, a pequena escala, de finos horizontes (chamados lâminas), que ocorre nas rochas sedimentares. A laminação é, normalmente, mais pequena e menos pronunciada do que a estratificação. As laminações são, muitas vezes, consideradas como estruturas planares de um centímetro ou menos de espessura, enquanto que as camadas (estratificação) são maiores do que um centímetro. Todavia, estruturas de alguns milímetros a vários centímetros têm sido descritos como lâminas. Uma rocha sedimentar pode ter ambas, lâminas e camadas. Nas linhas sísmica, como a resolução é da ordem de duas ou três dezenas de metros, é evidente que os reflectores não corresponde a estratos, mas a interfaces entre intervalos sedimentares de espessura significativa com impedâncias acústicas diferentes. Assim a estratificação observada nas linhas sísmicas que muitos geocientistas chamam estratificação sísmica tem muito pouco a ver com a estratificação dos sedimentos descrita previamente. Igualmente, sobre este assunto, não se pode esquecer que para haver deposição de sedimentos e estratificação tem que haver acomodação (espaço disponível para os sedimentos), a qual é criada por uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo ou paraciclo eustático). Todavia, durante uma ingressão marinha, que desloca para o continente a linha da costa com formação de uma superfície de ravinamento, não há deposição de sedimentos. A deposição dos sedimentos ocorre, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica) que sucede à subida do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca para o mar à medida que os sedimentos se depositam formando uma regressão sedimentar. Não esqueça que quando um geocientista dizer que há uma subida do nível do mar relativo, em geral, ele não está a referir-se a uma única ingressão, mas de uma sucessão de ingressões (em aceleração ou em desaceleração) sem descidas do nível do mar relativo entre elas.

(*) Os leixões na área de DunBriste são formados por sedimentos depositados durante o período Carbonífero Inferior, há cerca de 350 milhões de anos atrás, quando as temperaturas do mar em torno da Irlanda eram muito altas do que hoje. Estas estruturas erosiva estão na origem de uma série de lendas, entre as quais uma diz que chefe pagão, que vivia na região onde hoje se encontram os leixões, tendo-se recusado a converter-se ao cristianismo, São Patrício bateu no chão com seu báculo, dividindo em pedaço o promontório onde o chefe vivia.

Estratigrafia..................................................................................................................................................................................................................................Stratigraphy

Stratigraphie / Estratigrafía / Stratigraphie / 地层学 / Стратиграфия / Stratigrafia /

Ramo da geologia que estuda a disposição das rochas em camadas. Principalmente utilizada no estudo das rochas sedimentares e vulcânicas. A estratigrafia engloba várias subdivisões como a litostratigrafia, biostratigrafia, estratigrafia sísmica, estratigrafia sequencial, estratigrafia genética, etc.

Ver: « Estrato »
&
« Estratigrafia Sísmica »
&
« Idade Relativa »

Figura 308 (Estratigrafia) - O termo estratigrafia é a descrição de todos os corpos rochosos que formam a crusta da Terra e sua organização em unidades mapeáveis distintas e úteis, com base nas suas propriedades ou atributos intrínsecos, com vistas a estabelecer a sua distribuição e relações no espaço e sua sucessão no tempo, e para interpretar a história geológica. Assim, pode dizer-se que a estratigrafia tem três finalidades: (i) Determinar a idade das rochas a partir dos fósseis que elas contém ; (ii) Determinar o ambiente no qual as rochas se formaram, a partir das características físicas e químicas das rochas e dos seus fósseis ; (iii) Correlacionar os horizontes rochosos que ocorrem em diferentes regiões ou em continentes diferentes. Quando uma coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por discordâncias (superfície de erosão criadas por uma descida significativa do nível do mar relativo), a estratigrafia diz-se sequencial (Vail). Na estratigrafia sequencial, o nível de base (*) e seu comportamento controlam o padrão de empilhamento dos sedimentos. Acima do nível de base, erosão e transporte dominam, enquanto que debaixo do nível de base os sedimentos acumulam-se e ficam preservado. Nas bacias sedimentares conectadas com o mar, o nível de base é controlado pela combinação da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e pela tectónica (subsidência ou levantamento), enquanto nas bacias endorréicas (não conectadas com o mar), o clima e tectónica controlam as variações do nível de base. Por outras palavras: (i) Em períodos de nível de base alto, existe muito espaço para ser preenchido pelo sedimentos ; (ii) Em períodos de nível de base baixo é o contrário, há pouco espaço e por isso os sedimento preenchem facilmente a acomodação. As consequências dessas situações, mais ou menos, opostas são as transgressões e regressões sedimentares. No primeiro caso (nível de base alto ou aumentando), os sedimentos não chegam a distribuir-se por toda a bacia, ficando confinado nos ambientes continentais (rios, lagos) e junto à linha de costa. Se o nível de base continua a subir (aumentando o espaço disponível), a linha de costa retrai-se, progressivamente, registando-se uma transgressão marinha. No segundo caso (nível de base baixo ou descendo), o espaço disponível é, rapidamente, preenchido pelos sedimentos, e o contínuo acarreio sedimentar produz uma regressão sedimentar. Quando a coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por superfícies de base das progradações (uso da superfície de inundação máxima como limite) a estratigrafia diz-se genética. Para Galloway (1989), as margens das bacias sedimentares são caracterizadas por episódios repetitivos de progradação, pontuados por períodos de retrogradação. As unidades estratigráficas resultantes, geneticamente relacionadas, consistem em: 1) Sistemas deposicionais ; 2) Superfícies de não-deposição e 3) Espessos intervalos afetados pela tectónica de gravidade e pela resposta crustal a descontinuidades estruturais sindeposicionais produzidas pelo acarreio sedimentar. Estas unidades são limitadas por superfícies de hiato que registram a inundação marinha máxima da margem da bacia. A estratigrafia sequencial é, particularmente, utilizada pelos geocientistas que trabalham nas companhias petrolíferas, uma vez que as rochas-reservatório potenciais terminam todas por biséis de agradação (costeiros ou marinhos) contra as discordâncias. A estratigrafia genética é muito útil para determinar a localização das rochas-mãe marinhas potenciais, mais prováveis, uma vez que elas estão associadas com o clímax das ingressões marinhas. A cronostratigrafia (tempo) baseia-se nas relações físicas entre as rochas, quer elas sejam determinadas no campo, registos eléctricos ou linhas sísmicas. Como nas linhas sísmicas a continuidade das interfaces ultrapassa, largamente, a continuidade observada no campo, elas são utilizadas para determinar a cronostratigrafia. Os intervalos estratigráficos de alta hierarquia, como os ciclos sequência, cortejos sedimentares e sistemas de deposição, podem ser individualizados no campo e, em condições favoráveis, nas linhas sísmicas. Os ciclos eustáticos, que induzem os ciclos estratigráficos, têm uma hierarquia típica. À escala dos registos eléctricos e da interpretação sísmica, os intervalos estratigráficos podem ser correlacionados para definir unidades sedimentares dentro de um certo espaço de tempo. As correlações cronostratigráficas (correlações tempo) contrastam com as correlações litológicas, as quais definem unidades rochosas depositadas em ambientes sedimentares semelhantes. As correlações eléctricas dos intervalos cronostratigráficos são dependente da continuidade e tipo de sedimentos dentro dos estratos. As correlações sísmicas são muito mais fiáveis do que as correlações dos registos eléctricos, mas a resolução da linhas sísmicas é muita mais fraca do que resolução dos registos eléctricos. Uma utilização simultânea da cronostratigrafia e litostratigrafia dá resultados excelentes sobretudo na compreensão dos hiatos geológicos.

(*) Não confundir nível de base com o nível relativo do mar, uma vez que o nível de base pode ser subaéreo (ver figura 302).

Estratigrafia (objectivos)............................................................................................................................................................................................Stratigraphy

Stratigraphie (objectives) / Estratigrafía (objetivos) / Stratigraphie (Ziele) / 地层学 （目标） / Стратиграфия (цели) / Stratigrafia (obiettivi) /

A estratigrafia têm três objectivos principais: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação à outras e a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis e (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes.

Ver: « "Estratigrafia »
&
« Ambiente sedimentar »
&
« Deposição (clásticos) »

Figura 309 (Estratigrafia, objectivos) - Além dos objectivos principais da estratigrafia: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação às outras e das a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis ; (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes, na industria petrolífera, ela permite também: (a) Determinar as rochas-mãe potenciais, isto é, as rochas ricas em matéria orgânica, que quando enterradas, suficientemente, podem gerar hidrocarbonetos ; (b) Determinar as rochas-reservatório mais prováveis, isto é, as rochas com uma porosidade e permeabilidade que permitam que elas armazenem hidrocarbonetos e, nesse caso, uma eventual extracção económica e (c) Determinar as rochas-de-cobertura, as quais podem fechar vertical (armadilhas estruturais) ou lateralmente as rochas-reservatório (armadilhas não-estruturais, quer elas sejam morfológicas ou morfológicas por justaposição (*) ). A determinação das rochas-mães potenciais é mais fácil na estratigrafia genética, na qual os diferentes pacotes sedimentares são limitados pelas superfícies da base das progradações, o que quer dizer que a estratigrafia genética divide a coluna estratigráfica em ciclos transgressões-regressão sedimentares. Dentro de um ciclo sequência, isto é, particularmente, verdadeiro a montante do rebordo continental (limite entre o talude e a plataforma continental), onde os ciclos sequência são, unicamente, constituídos pelo intervalo transgressivo (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e o prisma de nível alto (ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez mais importantes), uma vez que, globalmente, o grupo de cortejos de nível baixo (cones submarinos de bacia, cones submarinos de talude e prisma de nível baixo) são regressivos (quando os cones submarinos de bacia não sejam muito desenvolvidos). As rochas-mãe marinhas potenciais estão, em geral, associadas às interfaces entre as transgressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas ou paraciclos eustáticos cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e as regressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas ou subidas do nível do mar relativo em desaceleração e regressões sedimentares cada vez mais importantes) ou seja, associadas a superfícies de base das progradações. Lembramos que uma transgressão marinha é uma subida do nível do mar (relativo ou eustático) que desloca a linha da costa para o continente, com formação de uma pequena superfície de ravinamento na topografia pré-existente, mas sem que haja deposição. Isto quer dizer que uma transgressão marinha aumenta ou cria espaço disponível para a deposição, a qual ocorre, unicamente, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo no mar, que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica), que ocorre depois da ingressão marinha. As rochas-reservatório determinam-se mais, facilmente, com a estratigrafia sequencial, a qual subdivide a coluna estratigráfica em pacotes sedimentares separados por discordância, isto é, por superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo. Todas as rochas-reservatório potenciais, quer elas sejam depositadas em condições geológicas de nível baixo ou alto do mar se biselam contra as discordâncias, quer por biséis de agradação marinhos (para as rochas-reservatório associadas com os cones submarinos de bacia e talude) quer por biséis de agradação costeiros (para as rochas-reservatório do prisma de nível baixo, intervalo transgressivo e prisma de nível alto). A localização das rochas-de-cobertura é mais difícil, uma vez, que ela requere uma análise estratigráfica ao nível hierárquico dos paraciclos sequências, que se depositam durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada paraciclo eustático ou, por outras palavras, depois de cada acréscimo da subida do nível do mar relativo) que formam os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares de um ciclo sequência. Note que durante uma subida do nível do mar relativo pode haver várias ingressões marinhas, mas entre elas não há nenhuma descida do nível do mar relativo.

(*) As armadilhas morfológicas por justaposição correspondem ao que muitos geocientistas chamam, de maneira errónea, armadilhas contra falha, esquecendo-se que uma falha num pode criar uma armadilha. Tudo que uma falha pode fazer é de pôr em justaposição intervalos rochosos com diferentes pressões de deslocamento, o que pode desenvolver uma armadilha por justaposição se as condições geométricas forem apropriadas.

Estratigrafia (sistemas descendentes)................................................................................................Foreshortened Stratigraphy

Stratigraphie (systèmes descendants) / Estratigrafía (sistemas descendentes) / Verkürzt Stratigraphie/ 按透视地层 / Стратиграфия (в ракурсе) / Stratigrafia scorciata, Stratigrafia (sistemi verso il basso) /

Estudo dos paraciclos sequência quando a sua espessura é, consideravelmente, mais pequena do que as estimações biostratigráficas da profundidade de água. Os sistemas descendentes ou de bordadura existem apenas numa regressão forçada.

Ver: « Cortejo Sedimentar Descendente »
&
« Biostratigrafia »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 310 (Estratigrafia, sistemas descendentes) - Na estratigrafia sequencial, isto é, quando a coluna estratigráfica é subdividida em pacotes sedimentares limitados por discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas do nível do mar relativo), dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, o qual é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3/5 My, reconhecem-se, normalmente, dois grandes grupos de cortejos sedimentares. De baixo para cima: (i) Grupo de Cortejos de Nível Baixo (CNB), formado pelos seguintes subgrupos : a) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; b) Cones Submarinos de Talude (CST) e c) Prisma de Nível Baixo (PNB) e (ii) Grupo de Cortejos de Nível Alto, o qual é formado por dois subgrupos. O subgrupo inferior é o Intervalo Transgressivo (IT), e o superior é o Prisma de Nível Alto (PNA). Quando o nível do mar relativo ((nível do mar local referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo no mar, que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite, e da tectónica) começa a descer e, particularmente, durante uma regressão forçada, depositam-se, igualmente, cortejos sedimentares descendentes (CSD) que formam o Prisma de Bordadura de Bacia (PBB). No modelo proposto por Vail, com o qual nem todos os geocientistas estão de acordo, os cortejos sedimentares descendentes depositam-se encima de uma discordância do tipo II. Para P. Vail, os cortejos sedimentares descendentes depositam-se em associação com uma pequena descida do nível do mar relativo, que não pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, o qual em geral coincide com a linha da costa, e por conseguinte, as condições geológicas continuam a ser de nível alto do mar. Estes cortejos sedimentares correspondem à parte terminal do ciclo sequência e depositam-se em associação com: (a) Uma incisão fluvial na planície costeira ; (b) Uma progressiva exposição subaérea ; (c) Um trânsito sedimentar no talude continental e formação de canhões submarinos. Pode dizer-se, que num cortejo sedimentar descendente há: (1) Poucos microfósseis ; (2) Valores altos de δ18O ; (3) Erosão no onshore ; (4) Ausência de deposição na planície costeira ; (5) Adelgaçamento das progradações para jusante e (6) Uma estratigrafia reduzida ("shortened stratigraphy" dos autores anglo-saxões), o que quer dizer que a espessura (sem compactação) das secções estratigráficas batidecrescentes é menor do que a diferença de paleoprofundidade de água entre a base e o topo, e na qual um processo de regressão forçada está quase sempre presente. Para P. Vail, o limite do ciclo sequência deve ser colocado debaixo dos depósitos de regressão forçada, enquanto que para outros, como Miall, ele deve ser colocado por cima. Teoricamente, o limite superior do ciclo sequência é fácil de reconhecer nos ambiente não marinhos, onde ele é representado por uma discordância de erosão. Todavia, mesmo neste caso, ele é difícil de o distinguir das outras superfícies de erosão, como a criada por incisão autogénica de um curso de água. Como num sistema regressivo forçado, o problema é de localizar o limite superior do ciclo sequência. Foi sugerido que um tal limite representa o começo da descida do nível do mar relativo (ver Regressão Forçada). Lembremos que na estratigrafia sequencial, dentro de um ciclo sequência: (i) Acima do nível de base de deposição há erosão e transporte, enquanto que debaixo há acumulação e preservação dos sedimentos ; (ii) Nas bacias sedimentares conectadas com o mar, o nível de base é controlado pela combinação variações do nível do mar absoluto ou eustático e pela tectónica, enquanto nas bacias endorréicas, é o clima e a tectónica que controlam as variações do nível de base ; (iii) Quando o nível de base é alto, quer ele corresponda ao nível do mar relativo ou não, há muito espaço para ser preenchido, enquanto que ele é baixo, há pouco espaço que é facilmente preenchido pelos sedimentos ; (iv) Quando nível de base é alto ou aumenta, os sedimentos não se distribuem por toda a bacia, mas ficam confinados nos ambientes continentais e junto à linha de costa e se ele continua a subir (aumentando a acomodação), a linha de costa vai se retrogradar, pouco a pouco, criando transgressões marinhas que enfatizam a inundação marinha máxima do ciclo sequência ; (v) Quando o nível de base é baixo ou desce, a acomodação é, rapidamente, preenchida e um acarreio sedimentar contínuo produzindo uma regressão sedimentar ; (vi) Nas bacias conectadas ao mar, quando o nível de base de deposição desce de maneira significativa, devido a uma descida do nível do mar relativo, há exumação e erosão das áreas outrora costeiras e marinhas com um possível deslocamento para o mar dos sistemas parálicos (“regressão forçada”), se a descida do nível do mar relativo não é muito importante, antes que se forme uma discordância (superfície de erosão), que limita um novo ciclo sequência, materializada, no sector proximal da bacia, pela superposição de sedimentos continentais sobre os sedimentos depositados anteriormente e no sector profundo d bacia por sistemas de deposição turbidíticos.

Estratigrafia Genética..........................................................................................................................................................Genetic Stratigraphy

Stratigraphie génétique / Estratigrafía genética / Genetische Stratigraphie / 遗传地层 / Генетическая стратиграфия / Stratigrafia genetica /

Estratigrafia baseada na identificação, a través do tempo, dos: (i) Deslocamentos da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) ; (ii) Da posição do rebordo da bacia e (iii) Das superfícies basais de progradação. Neste tipo de estratigrafia, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares são as superfícies basais de progradação, que na estratigrafia sequencial, dentro de um ciclo sequência, separam o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA). A estratigrafia genética e sequencial são complementares. Ambas são holísticas e globais. A complementaridade é importante, sobretudo, na exploração petrolífera, na qual as predições das rochas-mãe (estratigrafia genética) e das rochas-reservatório (estratigrafia sequencial) potenciais são primordiais.

Ver: "Estratigrafia »
&
« Estratigrafia Sequencial »
&
« Discordâncias (ciclos estratigráficos) »

Figura 311 (Estratigrafia Genética) - Quando a coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por superfícies de base das progradações, ou seja, quando as superfícies de inundação máxima são tomadas como os limites entre os intervalos sedimentares, a estratigrafia diz-se genética. Esta estratigrafia foi proposta por W. Galloway (1989) para quem: (i) As margens das bacias sedimentares são caracterizadas por episódios repetitivos de progradação (deslocamento da linha da costa para o mar), pontuados por períodos de retrogradação (deslocamento da linha da costa para o continente) ; (ii) As unidades estratigráficas resultantes (regressões sedimentares e transgressões sedimentares) são, geneticamente, relacionadas e formadas por sistemas deposicionais, superfícies sem deposição (superfícies de base das progradações) e espessos intervalos afectados pela tectónica de gravidade (depósitos turbidíticos) ; (iii) Estas unidades são limitadas por superfícies de hiato que registram a inundação marinha máxima da margem da bacia. Por outras palavras, na estratigráfica genética usam-se as superfícies de inundação máxima (superfícies de base das progradações) para subdividir a coluna sedimentar. Dentro dos ciclos sequência da estratigrafia sequencial, as superfícies de inundação máxima localizam-se entre o intervalos transgressivos (IT) e os prismas de nível alto (PNA). A importância destas superfícies é, sobretudo, devida à facilidade com que elas podem ser identificadas e mapeadas, particularmente, nos dados sísmicos. Todavia, como sublinhado por vários geocientistas ao contrário das discordâncias, as superfícies de base das progradações, que enfatizam as superfícies de inundação máxima, são diacrónicas e os intervalos por elas definidos podem ser cortados por discordância subaéreas. Além da estratigrafia genética e sequencial, certos geocientistas utilizam uma estratigrafia em transgressões sedimentares (que colectivamente são o conjunto de ingressões marinhas cada vez importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e regressões sedimentares que correspondem, na realidade, ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez maiores). Nesta estratigrafia, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares são superfícies complexas que incluem discordâncias e/ou superfícies de base das progradações e as superfícies de máxima regressão. Foi mesmo sugerido que a estratigrafia em transgressões / regressões sedimentares é mais útil que a estratigrafia sequencial e genética, uma vez que as paraconformidades correlativas da estratigrafia sequencial (limite em água profunda dos ciclos sequência) são substituídas pelas partes marinhas da superfície de regressão máxima, a qual tem a vantagem de se reconhecer, facilmente, nos ambientes marinhos pouco profundos. O problema com esta estratigrafia é que as porções não marinhas e marinhas dos limites de tais pacotes sedimentares (discordâncias e superfícies de máxima regressão, respectivamente) são potencialmente diacrónicas e podem, também, ser misturados com as superfícies ravinamento. A tentativa de interpretação geológica de um autotraço de detalhe de uma linha sísmica do offshore do sul da Noruega ilustrada nesta figura, foi feita com uma abordagem sequencial, genética e em transgressões / regressões sedimentares. As discordâncias SB. 55 Ma, SB. 49,5 Ma, Sb. 39.5 Ma, SB. 30 Ma e SB. 21 Ma, que limitam subciclos de invasão continental (induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem) foram reconhecidas. Dentro de cada um destes subciclos foram identificados os pacotes transgressivos (coloridos em verde), caracterizados por um geometria, globalmente, retrogradante e os pacotes regressivos (em laranja), que têm uma configuração interna progradante. Os pacotes (*)transgressivos, depositaram-se em condições geológicas de nível alto. Ao invés, os pacotes regressivos considerados, embora correspondam sempre a prismas sedimentares progradantes, eles podem ser depósitos de nível alto ou de nível baixo do mar. Os limites entre os pacotes transgressivos e regressivos correspondem a superfícies de base das progradações, enquanto que os limites entre os pacotes regressivos e os transgressivos correspondem, em geral, a superfícies de inundação.

(*) Um pacote transgressivo corresponde um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência ou seja, ao subgrupo inferior do grupo de cortejos sedimentares de nível alto de um ciclo sequência.