Estratigrafia Isotópica (oxigénio)............................................................................................Oxygen Isotopic Stratigraphy

Stratigraphie isotopique (oxygéne) / Estratigrafia isotópica (oxígeno) / Sauerstoffisotopie Stratigraphie / 氧同位素地层学 / Изотопная стратиграфия / Isotope stratigrafia (ossigeno) /

Estratigrafia baseada na relação entre os isótopos de oxigénio (18O / 16O) presentes na água do mar em função do tempo. Os geocientistas associam níveis mais baixos de oxigénio pesado (18O), em comparação com um padrão, com água fresca, que numa escala global indicam temperaturas mais quentes e fusão, e em uma escala local indicam chuvas mais pesadas. Não esqueça que: (i) A razãoa (quantidade relativa) destes dois tipos de oxigénio na água varia com o clima ; (ii) A proporção de oxigénio pesado (18O) e leve (16O) em sedimentos marinhos, núcleos de gelo, ou fósseis é diferente do padrão universalmente aceite, o que pode dar indicações sobre as mudanças climáticas que ocorreram no passado ; (iii) O padrão científico usado para comparação é baseado na proporção de isótopos de oxigénio em água do mar a uma profundidade de 200-500 metros ; (iv) A evaporação e a condensação são os dois processos que mais influenciam a razão de os isótopos de oxigénio nos oceanos ; (v) As moléculas de água contendo oxigénio leve evaporam um pouco mais rapidamente do que as moléculas de água contendo um átomo de oxigénio pesado ; (vi) As moléculas de vapor de água que contém a variedade pesada de oxigénio condensam mais facilmente..

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Figura 312 (Estratigrafia Isotópica, oxigénio) - Como ilustrado nesta figura além da estratigrafia sequencial, genética e em transgressões / regressões sedimentares (estratigrafia T/R) pode-se ainda considerar a estratigrafia isotópica, a qual permite determinar as idades relativas dos sedimentos com base das proporções relativas dos isótopos de um elemento particular. O princípio de base é as proporções de alguns isótopos incorporados em minerais biogénicos como a calcite, aragonite, fosfato e outros mudam com o tempo em resposta a mudanças paleoambientais e geológicas. Todavia, as proporções relativas dos isótopos são, muitas vezes, mascaradas pela alteração diagenética de sedimentos. A diferenciação entre as proporções isotópicas primárias e secundários é um assunto difícil e muito controverso. Embora os isótopos de muitos elementos tenham sido estudados, os isótopos do oxigénio. estrôncio e carbono, são os de aplicação mais correntes. A estratigrafia isotópica do oxigénio, baseia-se, evidentemente, na curva dos isótopos do oxigénio na qual são projectados as proporções relativas dos isótopos 18O e 16O. Lembremos que um isótopo é uma das duas ou mais variedades de um elemento químico cujos átomos têm o mesmo número de protões e electrões (mesmo número atómico), mas que têm um número diferente de neutrões no núcleo (peso atómico diferente). O oxigénio pode existir em várias formas, mas unicamente as 16O e 18O são importantes na análise dos isótopos do oxigénio. Oxigénio-16 ou 16O é um isótopo estável do oxigénio, que tem 8 neutrões e 8 protões no seu núcleo. Ele é o mais abundante isótopo de oxigénio (99 % da abundância natural de oxigénio), uma vez que ele é não só o produto principal da evolução estelar mas, igualmente, um isótopo primordial, isto é, feito por estrelas que foram, inicialmente, feitas, exclusivamente, de hidrogénio. A taxa da abundância deste dois isótopos dá diversos tipos de informações sobre passado geológico, como, por exemplo, a origem da água e a temperatura mais provável dos oceanos. Como, actualmente, a taxa média do 18O em relação ao 16O é de, mais ou menos, 1 para 500, todas as medidas são feitas em relação a este valor que é tomado como referência. A grande maioria dos geocientistas considera que a taxa entre 18O e 16O variou nos oceanos de maneira cíclica função da alternância dos períodos glaciários e interglaciários. A taxa entre 18O e 16O depende da temperatura da água. O isótopo 18O aumenta quando a temperatura diminui. O oxigénio incorporado no carbonato de cálcio das conchas dos organismos marinhos reflecte a taxa entre 18O e 16O. Como a acidificação das conchas dos fósseis liberta oxigénio, este permite determinar a temperatura dos oceanos nos quais os animais, agora fossilizados viveram. Durante o pico da última glaciação, as águas profundas enriqueceram-se em 18O de cerca de 1,6 partes por mil (1,6 ppm), o que é equivalente a uma descida do nível do mar absoluto ou eustático de cerca de 165 m em relação ao nível do mar actual. Assim, pode dizer-se que os isótopos de oxigénio podem enfatizar as mudanças de temperatura dos oceanos e do volume de gelo. A estratigrafia isotópica do oxigénio feita nos testemunhos de sondagem de sedimentos do Cenozoico e, particularmente do Quaternário, utilizando microfósseis, sugeriu variações de temperaturas dos oceanos e de espessura das calotas de gelo, que permitiram o reconhecimento de estágios isotópicos de oxigénio. Os efeitos separados destes parâmetros (temperatura e do volume de gelo) são distinguidos comparando as proporções de isótopos em microfósseis planctónicos e bentónicos, principalmente foraminíferos. Por outro lado, como eles foram induzidos pelos ciclos de Milankovitch, é possível identificar e correlacionar os estágios de isótopos de oxigénio globalmente. As curvas 18O fornecem uma escala de tempo (20 ka de resolução) do Quaternário ao Neogénico. Nos sedimentos pré-cenozóicos, o uso de isótopos de oxigénio é mais limitado porque grande parte do carbonato é recristalizado e, raramente, reflete mudanças nas proporções isotópicas do oxigénio. Nesta figura, está ilustrada a estratigrafia isotópica do oxigénio (18O / 16O) em profundidade (profundidade métrica composta), determinada a partir das conchas do foraminífero bêntico Uvigerina para o sítio 1014. Os dados dos isótopos de oxigénio (linhas horizontais) estão numerados à direita (subestágios dos isótopos marinhos) e correlacionados com a secção de referência (profundidade) dos isótopos de oxigénio de mar profundo. Os máximos glaciários são bem marcadas e sublinham a ciclicidade das variações do nível do mar absoluto.

Estratigrafia Paleomagnética..................................................................................................Paleomagnetic Stratigraphy

Stratigraphie paléomagnétique / Estratigrafía paleomagnética / Paläomagnetische Stratigraphie / 古地磁年代学 / Палеомагнитная стратиграфия / Stratigrafia paleomagnetiche /

Ramo da estratigrafia na qual a magnetização remanescente de uma rocha é usada para a colocar na escala magnética construída a partir das variações temporais do campo magnético terrestre.

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Figura 313 (Estratigrafia Paleomagnética, magnetostratigrafia) - Como ilustrado nesta figura além da estratigrafia sequencial, genética, da estratigrafia em transgressões (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas) / regressões (ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez mais importantes) sedimentares (estratigrafia T/R) e a estratigrafia isotópica, pode considera-se também a estratigrafia paleomagnética. Na realidade, o magnetismo está, intimamente, ligado ao movimento dos electrões nos átomos, uma vez que uma carga em movimento produz um campo magnético. O campo magnético terrestre varia com o tempo. A altas temperaturas, todos os materiais são paramagnéticos (ao contrário dos diamagnéticos, os paramagnéticos não são atraídos pelos ímans). Materiais com electrões não arranjados em pares sofrem uma transição de fase com comportamento ferromagnético abaixo de uma determinada temperatura chamada ponto de Curie. A uma temperatura superior, todo o material ferromagnético perde as suas características magnéticas (768° C para o ferro). A temperaturas inferiores ao ponto de Curie, os momentos magnéticos dos materiais ferromagnéticos são, parcialmente, alinhados com o campo magnético terrestre. Um mineral magnético cristalizado acima do ponto de Curie e que é, depois, arrefecido adquire um magnetismo térmico remanente (MTR) na mesma direcção e com uma intensidade proporcional ao campo magnético aplicado. Se um mineral magnético é formado por alteração química ou metamorfismo a uma temperatura inferior ao ponto de Curie, ele adquire um magnetismo químico remanente (MQR). Se uma dada rocha com minerais magnéticos é arrefecida e, mais tarde, alterada com crescimento de novos minerais magnéticos, o magnetismo térmico remanente (MTR) e magnetismo químico remanente (MQR) podem ter diferentes direcções. Se partículas magnéticas são libertadas de uma rocha, transportadas e depositadas numa nova rocha, a uma temperatura abaixo do ponto de Curie, as partículas orientam-se segundo o campo magnético no momento da sedimentação (magnetismo de deposição remanente ou MDR), que é cerca de 1 000 vezes mais fraco do que o magnetismo de uma lava, onde cada pequeno dipolo é, perfeitamente, alinhado com o campo aplicado. Não confunda um campo magnético (movimento de cargas eléctricas) com campo eléctrico, que surge apenas com uma carga, e que lhe é perpendicular. Em circunstâncias favoráveis, a estratigrafia paleomagnética é uma ferramenta estratigráfica única que permite uma datação global precisa e um correlações entre colunas sedimentares de diferentes ambientes. Com efeito, as inversões de polaridade de campo geomagnético têm importantes aplicações na estratigrafia, porque elas ocorrem num período de tempo muito curto em comparação com os períodos de estabilidade da polaridade, o que quer dizer, que elas podem ser, facilmente, definidas e de maneira precisa na coluna estratigráfica. Por outro, e ao contrário dos eventos biostratigráficos, as inversões de polaridade ocorrem simultaneamente em toda a Terra e não são influenciadas pelas condições ambientais, o que permite correlacionar ambientes diferentes muitos diferentes (vulcânicos, marinhos e continentais). Todavia, como as inversões magnéticas têm muito pouca individualidade, a magnetostratigrafia é, frequentemente, utilizada em associação com outros métodos, como a biostratigrafia ou a datação radiométrica. Os resultados que se podem esperar da magnetostratigrafia dependem de vários factores, sendo os mais importantes (https://books.google.ch/books?isbn=2710809109) : (i) A taxa de inversão geomagnética durante a época considerada (ela é, por exemplo, muito alta durante o Miocénico, mas não há inversões durante Turoniano, Cenomaniano e Albiano) ; (ii) A existência de uma escala de referência (GPTS ou seja “Geomagnetic Polarity Time Scale” dos geocientistas anglo-saxões), que está bem estabelecida para todo o Cenozóico e parte do Mesozóico ; (iii) Propriedades magnéticas da rocha e preservação do NRM (“Natural Remanent Magnetization” dos geocientistas anglo-saxões) original na intervalo estudado. Nesta figura está ilustrada a estratigrafia paleomagnética do Cenozóico baseada nas inversões do campo magnético terrestre. As épocas de polaridade magnética normal (como actualmente) estão representadas a preto e as épocas de polaridade inversa, a branco. Igualmente, nesta figura está ilustrada a correlação entre a Estratigrafia, Sedimentologia, Paleontologia e Paleomagnetismo dos sedimentos lacustres do Pliocénico / Pleistocénico no lacustres no núcleo do poço de Black Rock, perfurado no Utah (USA).

Estratigrafia Sequencial..........................................................................................................................................Sequential Stratigraphy

Stratigraphie séquentielle / Estratigrafía secuencial / Sequenzstratigraphie / 连续的地层 / Последовательная стратиграфия / Stratigrafia sequenziale /

Análise estratigráfica em conjuntos sedimentares limitados por discordâncias e/ou pelas paraconformidades correlativas profundas equivalentes. Quatro variáveis principais controlam estes conjuntos: (i) Subsidência ; (ii) Eustasia ; (iii) Acarreio Sedimentar ; (iv) Clima. A análise sequencial pode ser feito no campo, isto é, à escala 1:1, nas diagrafias eléctricas, também, mais ou menos à escala natural, e nas linhas sísmicas (secções tempo). As primeiras dão detalhes preciosos, enquanto que a última permite uma visão mais regional, embora deformada pelas variações laterais da velocidade de intervalo, uma vez que a escala vertical das linhas sísmicas é em tempo.

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Figura 314 (Estratigrafia Sequencial) - Antes de mais lembremos que qualquer pacote sedimentar limitado, por cima e por baixo, por uma discordância (tipo I) é, convencionalmente, um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático. Tradicionalmente, a sedimentologia e a estratigrafia consideram as formações geológicas como as unidades fundamentais do registo das rochas e a interpretação dos ambientes sedimentares como o resultado principal dos estudos estratigráficos. A estratigrafia sequencial considera os ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0.5 My e 3-5 My, como a unidade fundamental do registo das rochas e os períodos de deposição e de sem deposição (associados com episódios de subidas e descidas do nível do mar relativo (*)) como a informação essencial. A estratigrafia sequencial desenvolveu-se a partir da estratigrafia sísmica, onde as discordâncias se reconhecem e se seguem, relativamente, bem, embora a previsão da litologia seja mais complicada. A acumulação dos sedimentos (como as superfícies de erosão que limitam os ciclos sequência) é controlada pelas mudanças do nível de base em relação a qual os sedimentos se acumulam, se a superfície terrestre, local, é baixa, ou são erodidos, se a superfície terrestre, localmente, é alta. Por outras palavras, acima do nível de base, a erosão e transporte dominam, enquanto que debaixo do nível de base, o qual a jusante da linha da costa corresponde ao nível do mar, os sedimentos acumulam-se e ficam preservados. Nas bacias sedimentares conectadas com os oceanos, 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, o clima e tectónica controlam as variações do nível de base: (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 sedimentos preenchem facilmente todo o espaço disponível. 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 e se o nível de base continua a subir (aumentando o espaço disponível para os sedimentos), a linha de costa é retrogradada, progressivamente, registando-se transgressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importante e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas associadas). No segundo caso (nível de base baixo ou descendo), o espaço disponível (acomodação) é, rapidamente, preenchido pelos sedimentos e um contínuo acarreio sedimentar produz uma regressão sedimentar. Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia, foi feita em ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, uma vez que a diferença de idade entre as sucessivas discordâncias (descidas significativas do nível do mar relativo) é maior que 0,5 My e menor que 3-5 My. Neste offshore, que corresponde a sobreposição de duas bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), pode identificar-se : (i) Acima do soco, uma bacia epissutural, interna ao arco, na qual se podem distinguir a fase de alongamento ou de rifting, na base, e a fase de abatimento, no topo e (ii) Uma margem divergente do tipo não Atlantico, associada à ruptura da litosfera e ao subsequente alastramento oceânico do Mar do Sul da China. Devido às escalas (horizontal e vertical), é difícil de identificar os subgrupos de cortejos sedimentares que compõem os ciclos sequência. À excepção de algumas superfícies da base das progradações, como SBP. 5 Ma, SBP. 16 Ma e SBP 24,8 Ma, que enfatizam o máximo de ingressão dentro de cada ciclo sequência, e que sublinham os eventos transgressivos principais do Neogénico, unicamente, as discordâncias foram desenhadas. Algumas delas foram calibradas com os resultados paleontológicos dos poços de pesquisa de petróleo, perfurados nesta área, enquanto que a idade das outras foi baseada, principalmente, na assinatura estratigráfica deste offshore, que correspondem grosseiramente, à proposta por Vail e seus alunos. Note que a diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas é sempre inferior a 3-5 My, isto é, que os intervalos por ela definidos podem ser considerados como ciclos sequência.

(*) O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência quando o sedimentos são alongados ou levantamento quando os sedimentos encurtados, embora em certos, quando há diapirismo, o sedimentos possam ser alongados. Ele é local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos.O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, que é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) 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).

Estratigrafia Sequencial (carbonatos)........................................................Carbonate Sequential Stratigraphy

Stratigraphie Séquentielle (carbonates) / Estratigrafía secuencial (carbonatos) / Sequenzstratigraphie (Carbonate) / 连续的地层（碳酸盐） / Последовательная стратиграфия (карбонаты) / Stratigrafia sequenziale (carbonati) /

Análise estratigráfica em conjuntos sedimentares carbonatados limitados por discordâncias e/ou pelas paraconformidades correlativas profundas equivalentes. Quatro variáveis principais controlam estes conjuntos: (i) Subsidência ; (ii) Eustasia ; (iii) Curva de produção de carbonato ; (iv) Clima. Em relação a estratigrafia sequencial dos siliciclásticos, na estratigrafia sequencial dos carbonatos, naturalmente o parâmetro acarreio terrígeno é substituído por uma curva de produção de carbonato.

Ver: "Estratigrafia »
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« Deposição (carbonatos) »
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« Produção Orgânica (carbonatos) »

Figura 315 (Estratigrafia Sequencial, carbonatos) - Nas rochas sedimentares, os sedimentos que as compõem são, basicamente, de dois tipos: (i) Clásticos e (ii) Precipitados (derivados de água fresca ou do mar). Os primeiros são formados pela desagregação de rochas pré-existentes, as quais podem ser ígneas, metamórficas ou sedimentares. Os segundos são formados por precipitações biogénicas ou inorgânicas de soluções marinhas ou de água fresca. Embora as rochas carbonatadas (formadas por precipitação) tenham algumas semelhanças com as rochas clásticos, existem diferenças na estratigrafia sequencial destes dois tipos de sedimentos. Ambas respondem às mudanças do nível de base e são afectadas por discordâncias, isto é, superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo. Se a descida do nível do mar relativo (*) não expõem as rochas depositadas aos agentes erosivos, elas não são erodidas, pelo menos, por uma erosão subaérea. As grandes diferenças na estratigrafia sequencial destes dois tipos de rochas são que: (i) A acumulação de carbonatos se faz, praticamente, in situ, enquanto que os clastos são transportados para o local de deposição e (ii) A taxa de produção de carbonato (precipitado) está, intimamente, ligada a fotossíntese (**) e, assim, ela é dependente da profundidade em relação a interface ar / água, o que permite utilizar as fácies carbonatadas, e estruturas associadas, para estimar a posição do nível do mar. Esta dependência está ilustrada, nesta figura, pelas curvas de produção de recifes (violeta) e das algas (laranja). Como os precipitados têm, muitas vezes, uma origem bioquímica, eles são, fortemente, influenciados pela química da água a partir da qual eles se precipitam. As características de um sedimento carbonatado podem mudar função da maneira como a configuração das placas litosféricas, do ambiente de deposição das mudança do paleoclima e ou da paleogeografia (isolada ou em comunicação com o mar aberto). Isto significa que os carbonatos podem ser utilizados como indicadores do contexto de deposição. A análise das fácies dos carbonatos em conjunção da estratigrafia sequencial, é um excelente método de interpretação das linhas sísmicas e das secções geológicas, assim como das previsões litológicas. Como nas rochas clásticas, na base das discordâncias, os intervalos carbonatados podem ser subdivididos em: (i) Ciclos de invasão continental, (ii) Subciclos de invasão continental, (iii) Ciclos sequência e (iv) Paraciclos sequência. Da mesma maneira, como ilustrado nesta figura (ver também figuras 429 e 430), dentro de um ciclo sequência completo, podem reconhecer-se os dois grupos de cortejos de deposição, isto é, o grupo de cortejos de nível alto (CNA) dentro do qual se podem individualizar dois subgrupos: a) Intervalo Transgressivo (IT), que é o subgrupo inferior e b) Prisma de Nível Alto (PNA), que é o subgrupo inferior e o grupo de cortejos de nível baixo (CNB), dentro do qual se podem individualizar os seguintes subgrupos: c) Prisma de Nível Baixo (PNB), d) Cones Submarinos de Talude (CST) e e) Cones Submarinos de Bacia (CSB). Neste modelo matemático (software Marco Polo): (i) O exagero vertical é muito importante ; (ii) Cada linha corresponde a uma superfície cronostratigráfica ; (iii) O intervalo de tempo entre entre duas as linhas cronostratigráficas sucessivas é de 100 k anos ; (iv) A curva da acomodação e a curva de produção de carbonato (em cm/ky) estão ilustradas no canto inferior esquerdo desta figura ; (v) A espessura entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas não é constante, ela enfatiza a produção de carbonato ; (vi) Não há depósito acima do nível do mar ; (vii) A produtividade máxima de carbonato é entre 3 e 10 metros de profundidade de água. Em relação a um modelo matemático para clásticos, no qual, unicamente, a curva de produção de carbonato é substituída por um acarreio terrígeno, a geometria dos ciclos sequência é um pouco diferente. Os cones submarinos são muito menos desenvolvidos e uma construção recifal ocorre no prisma de nível alto. As terminações das linhas cronostratigráficas são as mesmas, o que implica que em ambos os modelos se reconhecem dois ciclos sequência, visto que a curva das variações do nível do mar relativo é a mesma. Neste exemplo, o ciclo sequência mais antigo é incompleto. Ele é representado, unicamente, pelo prisma de nível alto (PNA). O ciclo sequência superior está completo.

(*) O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência quando o sedimentos são alongados ou levantamento quando os sedimentos encurtados, embora em certos, quando há diapirismo, o sedimentos possam ser alongados. Ele é local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos. O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. Ele é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (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.

(**) Processo físico-químico, ao nível celular, realizado pelos seres vivos com clorofila que utilizam o dióxido de carbono (CO2) e água (OH2) para obter glicose (C6H12O6) através da energia da luz do sol.

Estratigrafia Sísmica (sismostratigrafia).........................................................................................................Seismic Stratigraphy

Stratigraphie sismique / Estratigrafía sísmica / Seismische Stratigraphie / 地震地层学 / Сейсмическая стратиграфия / Stratigrafia sismica /

Ramo da estratigrafia que estuda os ciclos estratigráficos depositados em associação com os diferentes ciclos eustáticos e que utiliza os cortejos e conjunto de cortejos sedimentares, definidos a partir dos dados sísmicos, e calibrados pelas diagrafias eléctricas, dados de campo e resultado dos poços de pesquisa como meios de correlação. Por vezes é sinónimo de Estratigrafia Sequencial e de Sismostratigrafia

Ver: "Estratigrafia »
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« Estratigrafia Sequencial »
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Figura 316 (Estratigrafia Sísmica, sismostratigrafia) - A estratigrafia sísmica é, basicamente, uma abordagem geológica da interpretação estratigráfica das linhas sísmicas, nas quais as reflexões permitem a aplicação directa dos conceitos geológicos baseados na estratigrafia física, uma vez que a grande maioria das reflexões sísmicas têm um valor cronostratigráfico. Na realidade, as reflexões sísmicas são geradas por interfaces sedimentares, com impedâncias acústicas diferentes (*). Portanto, elas são paralelas às superficiais estratais. Assim, pode dizer-se que uma linha sísmica é um registo cronostratigráficos dos padrões de deposição e estruturais e não um registo litostratigráfico. Por outras palavras, como as reflexões sísmicas seguem correlações cronostratigráficas, não só é possível interpretar as deformações pós-deposicionais, mas também é possível fazer os vários tipos de interpretação estratigráfica a partir da geometria de padrões de correlação de reflexões sísmicas: (i) Correlações cronostratigráficas ; (ii) Definição dos diferentes unidades de deposição ; (iii) Espessura e ambiente deposição das diferentes unidades de deposição ; (iv) Paleobatimetria; (V) História do enterramento ; (vi) Geometria das discordâncias; (vii) Paleogeografia, etc. No entanto, as litofácies e o tipo de rocha não podem ser determinados directamente a partir da geometria dos padrões das reflexões sísmicas. Para realizar tais objectivos um geocientista necessita de fazer uma interpretação em ciclos sequência, A primeira etapa de uma tentativa de interpretação geológica, em termos de estratigrafia sequencial (sismostratigrafia), de um série de linhas sísmicas é de subdividir os dados sísmicos em intervalos limitados por discordâncias, isto é, por superfícies de erosão, as quais podem ser, localmente, mais ou menos, reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares). Estas superfícies de erosão, que são associadas à descidas significativas do nível do mar relativo (**), delimitam todos os ciclos estratigráficos (ciclos de invasão continental, subciclos de invasão continental, ciclo sequência e ciclos de alta frequência), os quais são induzidos por ciclos eustáticos que podem ter durações diferentes (ordem de grandeza). As discordâncias podem caracterizar-se por biséis de agradação e/ou biséis somitais (ou biséis superiores), podendo estes últimos ser por truncatura (erosão significativa, isto é, superior a resolução das linhas sísmicas) ou por sem deposição (sem erosão). Uma vez que as discordâncias são identificadas elas podem ser seguidas, lateralmente, ao longo dos reflectores sísmicos para as áreas onde elas são crípticas, uma vez que a grande maioria dos reflectores sísmicos são linhas cronostratigráficas. Efectivamente, quando as discordâncias não são reforçadas pela tectónica, elas só são evidentes perto do rebordo da bacia (pelos preenchimentos dos canhões submarinos) e na planície costeira, onde os rios foram obrigados a cavar os seus leitos para criarem um novo perfil de equilíbrio provisório, ou seja, pelos preenchimento dos vales cavados. Uma descida significativa do nível do mar relativo rompe o perfil de equilíbrio provisório dos rios, uma vez a a foz é deslocada para o mar e para baixo da sua posição original. Dentro de cada intervalo limitado pelas discordância, e particularmente dentro dos ciclos sequência, deve identificar-se a superfície da base das progradações, que separa os episódios transgressivos (geometria retrogradação) dos regressivos (geometria progradante). Se a diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas é inferior a 3-5 My e superior a 0,5 My, o intervalo por elas limitado é um ciclo sequência dentro do qual se devem individualizar todos os cortejos sedimentares se o ciclo estiver completo. Nesta figura está ilustrado um modelo esquemático de um tentativa de interpretação geológica de um conjunto de linhas sísmicas do offshore da Mahakam (Indonésia) foi feita por geocientistas, treinados em estratigrafia sequencial e que conheciam de avanço o contexto geológico da região. Várias descidas do nível do mar relativas foram reconhecida, assim como os períodos nível alto e baixo do mar. Todos os parâmetros que controlam a estratigrafia sequencial foram tomados em linha de conta. Embora, neste caso particular, a história da tectónica da área não seja muito necessária, é importante não esquecer, que na maior parte das interpretações sísmicas, a Tectónica é indispensável para efectuar tentativas de interpretação coerentes, isto é, difíceis de refutar.

(*) A impedância sísmica é o produto da densidade e da velocidade sísmica, que varia entre diferentes intervalos sedimentares, cuja diferença afecta o coeficiente de reflexão da interface.

(**) O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência quando o sedimentos são alongados ou levantamento quando os sedimentos encurtados, embora em certos, quando há diapirismo, o sedimentos possam ser alongados. Ele é local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos. O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, que é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (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).

Estrato, Camada.........................................................................................................................................................................................................................................................Stratum

Strate / Estrato / Stratum, Schicht / 阶层 / Слой (пласт) / Strato, Giacimento /

Corpo sedimentar de geometria tabular individualizado, a olho nu, dos níveis inferiores e superiores quer por mudanças litológicas, quer por mudanças das condições de depósito.

Ver: « Estratigrafia Sequêncial »
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"Estratigrafia »
&
« Camada »

Figura 317 (Estrato) - Estrato é o nome dado a cada uma das camadas em que as rochas sedimentares, piroclásticas e metamórfica (quando estas são a consequência de processos de sedimentação) estão divididas. Em geral, um estrato é depositado, mais ou menos, horizontalmente (como é o caso na fotografia do litoral de Portugal, Algarve). Todavia, estratos horizontais e uniformes evoluem sob a acção de esforços tectónicos, com mudanças de comportamento estrutura (inclinação e mesmo inversão) e de forma (dobramento). Além disso, alguns estratos podem ter, desde a sua deposição, diferentes inclinações entre eles e espessuras diferentes, como é o caso numa estratificação cruzada. A génese da estratificação cruzada é bastante simples, quando associada ao depósito dos sedimentos transportados pelos rios quando estes chegam ao sopé de uma cadeia montanhosa e formam leques aluviais, terraços e outras formas acumulações. Estes sedimentos dispõem-se em função da gravidade e se cruzam entre si devido às mudanças dos cursos dos rios que se desviam a quando das grandes inundações, que muitas vezes são esporádicas como é caso nos climas áridos, pelo simples facto que a inundação anterior produziu uma acumulação que o rio deve contornar, para depositar os sedimentos com diferente inclinação, sentido e espessura. Com o tempo, esses depósitos de areias ou de argilas podem ser consolidados e formar rochas sedimentares, mantendo a disposição original dos sedimentos que formavam esses depósitos. Certos eventos geológicos podem dar origem níveis rochosos, mais ou menos, planares, que não podem ser considerados estratos, tais como, as placas que se formam perpendicularmente aos esforços tectónicos durante o metamorfismo, sem falar nas soleiras (massas de rocha ígnea de forma tabular, muitas vezes horizontal e que se introduzem, lateralmente por entre estratos) e nos lacólitos (intrusões ígneas concordante injectada entre dois estratos sedimentares, com uma forma de domo ou de cogumelo). Unicamente nos taludes continentais e deltaicos é que os estratos se depositam com um certo ângulo para jusante (inclinando para a parte profunda da bacia). Em condições ambientais semelhantes, a água e o vento têm tendência a espalhar os sedimentos do mesmo tipo, em níveis, relativamente, pouco espessos, mas sobre uma grande área. Se as condições ambientais mudam no sítio de deposição pode acontecer que: (i) Diferentes tipos de sedimentos possam depositar-se por cima do nível anterior ; (ii) Haja um período de tempo durante o qual os sedimentos não são depositam ou (iii) O nível original possa ser erodido. Quando o ambiente de deposição é o mesmo, o tipo de sedimentos depositados é semelhante em todas as superfície de deposição sucessivas. Os sedimentos têm tendência a ser mais semelhantes dentro de um estrato (superfície de deposição) do que em estratos diferentes. Por outro lado, a continuidade lateral têm limites. Mesmo dentro de um estrato pode haver mudanças litológicas. Isto quer o dizer, que todos os estratos se biselam, lateralmente, isto é, desaparecem, sem deixar nenhum registo particular do tempo de deposição na região do biselamento. Quando o tipo de sedimento, que caracteriza um estrato, muda lateralmente, dentro do mesmo nível, e de maneira gradual, isso significa que, provavelmente, o ambiente de deposição também mudou, lateralmente, de maneira gradual. Na fotografia dos Alpes Franceses (arenitos da formação de Annot) uma discordância é bem visível. Ela corresponde uma superfície de erosão ou é correlacionada, a montante, com uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo. Os estratos que lhe são sobrejacentes repousam contra ela por biséis de agradação (marinhos neste caso, uma vez que o ambiente de deposição é profundo). A discordância parece ter sido reforçada pela tectónica, uma vez que os estratos subjacente estão truncados. Os estratos sobrejacentes à discordância correspondem a cones submarinos de bacia, isto é, a lóbulos turbidíticos arenosos que se depositaram de maneira instantânea (em termos geológicos) nas partes mais profundas bacia. Por cima de cada lóbulo (estrato, “stratum” em inglês), não confundir com conjunto de lóbulos (estratos, “strata”, em inglês) depositaram-se finas camadas de argilitos pelágicos cuja idade permite datar não só os cones submarinos de bacia, mas também a discordância, uma vez que eles datam o hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes (ciclo sequência inferior) e os sedimentos sobrejacentes (ciclo sequência superior) que corresponde, praticamente, à idade da descida do nível do mar relativo que induziu a discordância. O mesmo se observa, embora a uma escala mais pequena, nos depósitos turbidíticos dos Pireneus espanhóis.

Estratótipo.........................................................................................................................................................................................................................................................Stratotype

Stratotype / Estratotipo / Stratotyp (Aufschluss geben) / 层型剖面（露头类型） / Стратотип / Stratotipo (affioramento-tipo) /

Designa um afloramento de uma unidade estratigráfica ou limite estratigráfico que serve de referência. Um estratotipo é um conjunto específico de estratos utilizados para a definição ou para caracterizar uma unidade ou limite estratigráfico.

Ver: « Camada de Referência »
&
"Estratigrafia »
&
« Clima »

Figura 318 (Estratótipo) - Um estratotipo pode definir-se quer como uma unidade no seu conjunto (unidade estratotipo), quer como um limite entre duas unidades (estratotipo de limite). A Comissão Internacional de Estratigrafia sugere que uma secção estratotipo: (i) Seja definida em secções estratigráficas que tenham bons afloramentos, com uma espessura suficiente que garanta um intervalo tempo significativo ; (ii) Tenha uma sedimentação contínua, sem hiatos nem níveis condensados próximos dos limites ; (iii) Não tenha alterações tectónicas ou sinsedimentares ; (iv) Não tenha metamorfismo ou fortes alterações diagenéticas ; (v) Que nela se possam identificar sinais paleomagnéticos e geoquímicos ; (vi) Tenha abundância e diversidade de fósseis bem preservados ao longo de toda a secção ; (vii) Tenha ausência de mudanças de fácies nos limites ou suas proximidades ; (viii) Tenha ambientes favoráveis às correlações biostratigráficas sobre longas distâncias ; (viii) Seja localizada num local acessível, isto é, que não sejam necessárias expedições remotas ou dispendiosas. Certos autores consideram diferentes tipos de estratótipos (https://fr.wikipedia.org/wiki/Stratotype) : (i) Holostratótipo - é o estratótipo original escolhido e descrito por ser o afloramento de referência no momento da definição da unidade estratigráfica ; (ii) Parastratótipo - é o aforamento descrito ao mesmo tempo que o holostratótipo e em geral à proximidade, para aumentar a sua definição ; (iii) Lectostratótipo - é um estratotipo, escolhido depois da definição da unidade estratigráfica, na ausência de um holosstratótipo, para servir de referência ; ele pode ser escolhido fora da zona tipo ; (iv) Néostratótipo - é um novo estratótipo escolhido para substituir um estratotipo desaparecido ; (v) Hipostratótipo - é definido a posteriori para completar o conhecimento da unidade ou de um limite (domínio paleogeográfico diferente). Nesta figura está ilustrado o estratotipo do Valanginiano (2o andar do Cretácico Inicial), o qual é caracterizado por uma série de eventos, que sugerem variações ambientais e climáticas. Estes eventos não são catastróficos nem instantâneos, como o evento Maastrichiano, mas reflectem mudanças graduais do balanço biosférico global. As três regiões típicas do Valanginiano são o Jura (Suíça), Provence (França) e Friuli (Itália, perto de Trieste). Todas estas regiões estão situadas nas margens Norte (Suíça e Provence) e Sul (Friuli) do Mar de Tétis (*) (sector Oeste). Na Suíça (Landeron), o Valanginiano tem cerca de 8 metros e é constituído por três intervalos : (i) Margas de Arzier ; (ii) Calcário Ferruginoso e (iii) Limonite. Nessa época (± 135 Ma), a Pangeia ainda estava a fracturar-se. O vulcanismo era muito activo e o clima quente e húmido em quase todas áreas. O gradiente de temperatura entre os pólos e o equador era, relativamente, pequeno devido à eficiência do transporte de calor latitudinal. A ocorrência de glendonite (forma de calcite formada a baixa temperatura, que sugere a presença de glaciares) no Valanginiano Tardio sugere um arrefecimento global. O período entre o Valanginiano e Hauteriviano é caracterizado por um aumento do isótopo carbono δ13C de cerca de 1,5%, o qual foi encontrado nos sedimentos pelágicos dos oceanos. Sedimentos ricos em Fe são frequentes nos depósitos do Valanginiano, assim como jazigos de Mg e P (fósforo). O nível do mar subiu, embora menos do que no Cretácico médio. O Valanginiano representa o primeiro evento anóxico do Cretácico, o qual produziu menos rochas-mãe do que o evento Apciano-Albiano. O afogamento das plataformas carbonatadas foi acompanhado de uma grande ruptura sedimentar e de uma grande crise da biota nos mares pouco profundos. Um outro estratótipo foi definido na comuna francesa de Berrias, no departamento da Ardèche em França, a qual é conhecida em todo o mundo, porque os geocientistas e em particular Henri Coquand, descobriu, em 1852, uma camada de calcário típica do início do Cretácico, idade a qual ele deu o nome de Berriasiano (http://www.berrias-et-casteljau.fr/article.php3?id_article=27). Foi no álveo da Graveyrou, perto das antigas pedreiras de Berrias, que Coquand descobriu essas rochas calcárias. Para saber o que é o Berriasiano temos que viajar 140 milhões de anos atrás, quando o Jurássico tinha acabado de terminar. Veríamos que a planície que hoje vai de vai de Privas até Alès estava coberta por um mar um cheio de belemenites e amonites e que o clima era quente, tropical, e ligeiramente ao norte desse mar, no continente, grandes dinossauros, ainda presentes, caminhavam entre palmeiras e fetos. Estas condições geológicas, isto é, o Berriasiano, duraram entre cinco e seis milhões de anos.

(*) Mar que existiu entre os dois pequenos supercontinentes o Laurásia (ao Norte) e o Gondwana (ao Sul) que constituíam o supercontinente Pangeia que existiu dentre 540 e 200 milhões de anos atrás.

Estrutura Sedimentar.........................................................................................................................................................Sedimentary Structure

Estrutura sedimentar / Estructura sedimentaria / Sedimentary Struktur / 沉积构造 / Осадочная структура / Struttura sedimentaria /

Organização das partes ou dos elementos que formam um todo sedimentar. Qualquer estrutura de uma rocha sedimentar ou pouco metamorfizada que se formou no momento da deposição. Exemplos de estruturas sedimentares são, por exemplo: (i) Estratificação entrecruzada ; (ii) Estratificação oblíqua ; (iii) Marcas de ondulação, etc..

Ver: « Estratificação (sedimentos) »
&
« Fácies vs Ambiente Sedimentar »
&
« Estratigrafia Genética »

Figura 319 (Estrutura Sedimentar) - A grande maioria das rochas sedimentares são o resultado de processos de meteorização (processo geral pelo qual as rochas são fracturadas à superfície da Terra, que pode assumir dois aspectos, um químico e um físico), transporte, deposição e diagénese. A textura final (granulometria, forma, triagem, mineralogia, etc.) dos sedimentos ou de uma rocha sedimentar é dependente do processo que ocorreu durante cada fase de sedimentação. A natureza do acarreio sedimentar determina a forma original dos grãos e a composição mineralógica dos sedimentos originais. A força do vento ou das correntes de água, que transportam e depositam os sedimentos, determinam se os grãos são transportados e depositados ou não. Os processos de deposição controlam, igualmente, as estruturas que podem ser preservadas nos sedimentos e que dão indicações sobre o ambiente de deposição, a distância de transporte ou o tempo dos processos de transporte. Os grãos de maiores dimensões são aqueles que nos processos de transporte mudam de forma na base do tamanho e da mineralogia. A distância e o tempo de transporte controlam, também, as transformações em minerais mais estáveis. A actividade biológica antes da diagénese é um parâmetro importante. Os animais que vivem enterrados no solo podem redistribuir os sedimentos depois de eles terem sido depositados, fazendo desaparecer certas informações sobre o ambiente de deposição original. O ambiente químico no qual a diagénese ocorre é, igualmente, importante. Durante a diagénese os grãos são compactados, novos minerais precipitam no espaço entre os grãos, alguns continuam a reagir para produzir novos minerais e outros recristalizam. Além disso, pode dizer-se que muito do que acontece durante a diagénese dos sedimentos depende da composição dos fluídos, que se deslocam através da rocha, da composição dos grãos e das condições de pressão e temperatura. Entre os diferentes tipos de estruturas sedimentares, as lâminas são as mais pequenas, que se podem identificadas a olho nu. Elas são limitadas por superfícies de sem deposição, que marcam alterações abruptas nas condições de deposição, e superfícies erosivas. Nesta figura está ilustrada uma areia calcária oolítica, com estratificação entrecruzada. Neste tipo de estratificação, que sugere um ambiente de deposição de alta energia, as lâminas são bem visíveis. A estratificação cruzada é o tipo mais comum de estratificação. Ela é caracterizada por camadas com lâminas internas inclinadas em relação ao plano principal de sedimentação. Uma estratificação cruzada é tabular, quando os planos que definem as camadas (planos de estratificação) são paralelos ou quase paralelos entre si. Quando os planos de estratificação são curvos ou acanalados (com a geometria de um canal), certos geocientistas falam de estratificação entrecruzada acanalada. Os sedimentos clásticos exibem uma grande variedade de estruturas sedimentares que ajudam a determinar certos factores, como por exemplo o ambiente de deposição e podem ser utilizados como critério geopético (*). Assim como ilustrado nesta figura: (i) Uma estratificação planar tem pouco valor diagnóstico, mas a bioperfuração ou a forma das irregularidades camadas podem dar indicações sobre o ambiente de deposição e o topo original de um estrato : (ii) Uma estratificação cruzada é, obviamente, um critério geopético, uma vez que os estratos são truncadas pelo influxo de sedimentos do estrato sobrejacente, por outro lado, a orientação da estratificação cruzada sugere a direcção da corrente de água ou do vento ; (iii) Uma estratificação com marcas de ondulação ("ripple-marks" dos geocientistas anglo-saxões) indica a acção das ondas e o ápice das ondulações a direcção do movimento, igualmente, acção das ondas sugere, geralmente, condições marinhas pouco profundas, embora haja ondulações em sedimentos de água doce ; (iv) Uma estratificação com conchas imbricadas é uma sobreposição de conchas fósseis ou seixos achatados que pode ser utilizada como um indicador de direção da corrente ; (v) Uma estratificação graduada, na qual cada unidade graduada pode representar depósito sazona ou um outro depósito cíclico é, normalmente, granocrescente para cima e, por isso, é um bom critério geopético ; (vi) Uma estratificação com escavações e enchimentos ("cut-and-fill" dos geocientistas anglo-saxões), que muito frequente nos depósitos fluviais, envolve erosão dos estratos por novas correntes seguida de deposição e, por isso, é, também, um bom critério geopético que sugere, igualmente, a direcção da corrente.

(*) Critério a partir do qual um geocientista, no campo, pode inferir o topo original de um estrato, isto é, determinar se as camadas estão na posição de deposição original ou se foram invertidas por um regime tectónico compressivo (caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos com o eixo principal, 𝛔1, horizontal).

Eustasia..................................................................................................................................................................................................................................................................................Eustasy

Eustasie / Eustasia / Eustasy, Meeresspiegel / Eustasy, 海平面 / Эвстазия / Eustasy, Livello del mare, Eustatismo /

O abundante número de definições da Eustasia é significativo da dificuldade de encontrar um consenso. A Eustasia ou Eustatismo é, muitas vezes, definida como as “variações do nível do mar simultâneas e globais”, diferenciadas das variações locais do nível do mar relativo. Variações do nível do mar independentemente das suas causas ou as variações globais do nível de mar medidas em relação ao centro da Terra e induzidas pelas mudanças do volume das bacias oceânicas (1,2-1,5 cm/1 000 anos). Variações do nível do mar absoluto ou eustático referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. Diversas variáveis podem induzir as mudanças do volume das bacias oceânicas. A mais importante parece ser a taxa da expansão ou alastramento oceânico. Uma taxa rápida produz enormes montanhas oceânicas com uma topografia importante. Ao contrário, uma taxa de expansão lenta produz montanhas oceânicas com fraco relevo. Durante os períodos de expansão oceânica rápida, a bacia oceânica não é demasiado profunda e o nível de mar inunda os continentes (assumindo um volume constante da água, sob todas as suas forma, desde a formação da Terra), visto que o volume das bacias oceânicas diminui. Durante períodos de expansão oceânica lenta, as bacias oceânicas são muito mais profundas e, por consequência, o nível de mar é obrigado a retirar-se dos continentes. Outros factores contribuem às variações de volume das bacias oceânicas, tais como: (i) Colisão entre continentes ; (ii) Zonas de subducção ; (iii) Vulcanismo submarino ; (iv) Preenchimento sedimentar, etc. A eustasia é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos (se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Eustasia Geodésica »
&
« Subsidência »

Figura 320 (Eustasia) - Este globo construído com os dados obtidos do GOCE (*), ou seja, do Explorador de Circulação Oceânica e do Campo de Gravidade, ilustra os valores dos gradientes gravimétricos, que permitiram propor um modelo global para o campo gravitário e para o geóide. Eles indicam que o nível do mar não é plano. A amplitude das ondulações (anomalias da gravidade) está exagerada de um factor de 100 000 em relação ao raio da Terra. Da mesma maneira, os perfis do nível do mar mostram irregularidades bem marcadas, isto quer dizer, que altos e baixos existem em associação com as anomalias de gravidade (ver figura 322). Onde a força da gravidade é maior, o nível do mar é mais baixo e onde ela é menor o nível do mar é mais alto. Entre o nível alto do mar, próximo da Nova Guiné, e a zona onde ele é mais baixo, próximo das Seychelles, há uma diferencia de cerca de 180 m. Uma barco navegando entre estas duas áreas, ao longo de uma superfície equipotencial da gravidade, não consumaria energia. A configuração actual do geóide é, evidentemente, não estável. Ela deve ter tido mudado com as variações da gravidade e factores que a controlam através do tempo geológico (as variações laterais das anomalias da gravidade estão relacionadas às anomalias da distribuição da densidade dentro da Terra). Na estratigrafia sequencial, quando um geocientista considera as variações do nível do mar relativo, isto é, do nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (como ilustrado nesta figura) ou ao fundo do mar, ele devem tomar em linha de conta as variações locais induzidas pelas anomalias da gravidade, uma vez que ele é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referido ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência ou levantamento). Uma descida do nível do mar absoluto pode, numa certa área, mudar as condições geológicas de nível alto para nível baixo, com formação de uma discordância do tipo I (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia) , enquanto que noutra área, ela pode, unicamente, induzir uma discordância do tipo II, quer isto dizer, o nível do mar ficou mais alto do rebordo da bacia. Na estratigrafia sequencial a eustasia ou eustatismo (**), isto as variações do nível do mar absoluto ou eustático, é considerada como o parâmetro responsável da ciclicidade dos depósitos sedimentares. A tectónica e, particularmente, a subsidência é o parâmetro responsável da maior parte do espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Se não houver uma variação eustática (variação da lâmina de água independente da subsidência ou de um levantamento), uma subsidência contínua do fundo do mar produz um aumento contínuo do espaço disponível para os sedimentos, o qual pode ser parcial ou totalmente preenchido por sedimentos. A lâmina de água aumenta, mas nunca se forma uma discordância. Uma discordância forma-se pela acção combinada da eustasia e da tectónica (subsidência ou levantamento), que produz uma descida significativa do nível do mar relativo. Como a ciclicidade da eustasia é muito mais rápida, que as mudanças tectónicas, é, quase sempre, a eustasia que faz variar o espaço disponível de maneira cíclica, criando superfícies de erosão (discordâncias), que limitam ciclos estratigráficos. Quando um geocientista fala de variações eustáticas ou de eustatismo, ele está a falar das variações nível do mar absoluto, que é medido em relação ao centro da Terra ou a um satélite (sem influência de tectónica) e não das variações do nível do mar relativo que são, em geral referenciadas ao fundo do mar e, raramente, ao topo da crusta continental (base dos sedimentos). Em conclusão não confunda uma variação do nível do mar relativo com uma variação eustática ou do nível do mar absoluto.

(*) O Explorador de Circulação Oceânica e do Campo de Gravidade (GOCE) foi o primeiro dos satélites do Programa Planeta Vivo da ESA, planejado para mapear em detalhes sem precedentes o campo de gravidade da Terra. A instrumentação principal do satélite era um gradiómetro de gravidade altamente sensível, consistindo de três pares de acelerómetros que mediam gradientes gravitacionais ao longo de três eixos ortogonais. o GOCE mapeou a estrutura profunda do manto da Terra e sondou regiões vulcânicas perigosas. Ele trouxe novos conhecimentos sobre o comportamento dos oceanos. Combinando os dados da gravidade com a informação sobre a altura da superfície do mar recolhida por altímetros de outros satélite, os geocientistas foram capazes de rastrear a direção e a velocidade das correntes oceânicas geostróficas. A órbita baixa e a alta precisão do sistema melhoraram, consideravelmente, a precisão conhecida e a resolução espacial do geóide (a superfície teórica de igual potencial gravitacional na Terra, (https://en.wikipedia.org/wiki/Gravity_Field_and_Steady-State_Ocean_Circulation_Explorer).

(**) Certos geocientistas consideram que o eustatismo é a variação do nível médio do mar, o que nos parece um pouco abusivo, uma vez que nível médio do mar é considerado como sendo, mais ou menos, igual o geóide nos oceanos, , mas, nas áreas continentais, eles podem ser muito diferentes. Por outro lado, o nível do mar varia muito no tempo e no espaço. Ele é afectado pelas marés, vento, pressão atmosférica, diferenças locais da gravidade, temperatura, salinidade, subsidência, etc. Para determinar o “nível médio do mar”, a melhor coisa que se pode fazer é determinar um lugar e calcular o nível médio nesse ponto e utilizá-lo como ponto de referência. Geralmente, a partir de observações horárias, feitas durante um período de cerca de 20 anos, pode calcular-se ser média para esse ponto de medida.

Eustasia Geodésica.................................................................................................................................................................................................Geoidal Eustasy

Eustasie géodésique / Eustasia geodésica / Geodätische eustasy / 大地eustasy / Геодезическая эвстазия / Geodetic eustatismo /

Variações geodésicas do nível do mar, quer isto dizer, variações da distribuição da água dos oceanos, causada pelas variações do campo da gravidade terrestre. O nível do mar não é o mesmo em todos os pontos da Terra. Ele é, mais ou menos ondulado, devido às variações da força da gravidade. O nível do mar corresponde a uma superfície equipotencial semelhante ao geoide, a qual enfatiza o nível do mar geodésico. As mudanças do nível do mar podem ser causadas quer pelas mudanças do nível eustático, quer pelas mudanças geodésicas do nível do mar (eustasia geodésica). Uma acumulação importante de gelo na superfície da Terra, por exemplo, causa variações no campo gravitacional terrestre, as quais afectam a forma do geoide e assim o nível do mar. Uma grande massa, como a calota glaciária da Antárctica produz uma atracção gravitacional do nível do mar, o que causa uma subida do nível do mar local junto dela.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Eustasia »
&
« Geóide »

Figura 321 (Eustasia Geodésica) - Como ilustrado nestes perfis (Smithsonian Standard Earth III Geoid Map) e no mapa das anomalias da gravidade, o nível do mar mostra irregularidades importantes, com valores muito altos e baixos, o que quer dizer, que o nível do mar, contrariamente, a uma ideia muito aceite, não é plano. Nestes perfis, a amplitude das ondulações está exagerada de um factor 100 000 em relação ao raio da Terra. Os valores altos (onde o nível do mar é alto) correspondem às zonas da Terra onde a força da gravidade é abaixo da normal. Da mesma maneira, quando os valores da força de atracção são altos, o nível do mar é baixo. Isto resulta do facto, que o material que constitui a Terra não está distribuído, nem uniformemente, nem em camadas, perfeitamente, concêntricas. Se isso fosse assim o geóide (superfície equipotencial que daria a superfície média dos oceanos, se estes estivesse em equilíbrio, sem movimento e continuassem debaixo dos continentes) coincidiria com a superfície da Terra. Entre as áreas em que o nível do mar é alto, como, por exemplo, perto da Nova Guiné e áreas em que o nível do mar está mais baixo do que a normal, como, nas Seychelles, há uma diferença de cerca de 180 metros. Uma barco navegando entre estas duas áreas, ao longo de uma superfície equipotencial da gravidade, não consumaria energia. Não só a configuração actual do geóide é, evidentemente, não estável, mas ela muda com as variações da gravidade e factores que a controlam através do tempo geológico (as variações laterais das anomalias da gravidade estão relacionadas às anomalias da distribuição da densidade dentro da Terra). Todavia, não esqueça que a Terra é mais larga no equador que entre o Pólo Norte e o Pólo Sul. Ela assemelha-se a um elipsóide ou um esferóide e que os geocientistas trabalham, em geral, com quatro superfícies: (i) O elipsóide terrestre é uma figura matemática aproximada da forma da Terra, que é utilizada como quadro de referência para computações geodésicas, astronómicas e nas geociências ; (ii) O geóide é a superfície que é difícil de descrever matematicamente, mas que pode ser, facilmente identificada medindo a gravidade ; (iii) Nível médio do mar é, mais ou menos, coincidente com geóide nos oceanos, mas não nas áreas continentais ; (iv) O terreno, que é a verdadeira forma da Terra e que é dado pela topografia e batimetria. Na estratigrafia sequencial, as mudanças eustáticas têm que tomar em linha de conta as variações locais induzidas pelas anomalias da gravidade. Assim, uma descida do nível do mar absoluto ou eustático de 50 metros, por exemplo, pode num certo lugar criar condições geológicas de nível baixo, enquanto que noutra área o nível do mar ficará acima do rebordo da bacia, uma vez que como dito acima o nível do mar não é nivelado, grandes elevações e depressões existem em associação com as irregularidades da gravidade e outros factores. As causas principais das variações do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, são: (i) A Glacioeustasia, a qual é controlada pelas variações do volume da água dos oceanos, en função das glaciações e deglaciações (*); (ii) Tectonoeustasia, que é controlada pelas variações do volume das bacias oceânica, as quais são induzidas pelos ciclos de Wilson (ruptura e agregação dos supercontinentes) ; (iii) Geoidaleustasia ou Eustasia geoidal, 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). A glacioeustasia e a tectonoeustasia são variações eustáticas, que, por vezes, são consideradas, globalmente, uniformes. Contudo para muitos geocientistas, elas não podem ser nem globais nem uniformes, uma vez que qualquer causa do nível do mar afecta, igualmente, o geóide terrestre. Se isto é verdade, nenhuma curva eustática é válida globalmente. Durante o degelo das calotas glaciárias, em resposta à carga da água adicionada às bacias oceânica, o nível do mar será deprimido, e em resposta à carga removida (onde as calotas glaciárias derreteram), o continente será levantado. A redistribuição do material no interior da Terra é afectada pela sobrecarga e forcará, ainda mais, as variações da superfície do oceano (induzidas pelas anomalias da gravidade) e, assim, mais redistribuições da água serão necessárias para tentar igualizar o potencial gravítico. Este contínuo processo gravítico retroactivo entre as calotas glaciárias, oceanos e o continente é o processo que, por fim, determina a assinatura do nível do mar absoluto, que é observado em todo os lugares onde o continente e o oceano se encontram. Note que unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (> 10 m de amplitude) e rápidas (< 1 My).

(*) Assim como uma glaciação é, mais ou menos, uma idade de gelo (período glacial ou era glacial), durante a qual se formam glaciares, pode chamar-se deglaciação (como dizem os geocientistas brasileiros) à idade de degelo, durante a qual os glaciares são derretido e a água de fusão, que termina por ir para o mar, contribui às variações do nível do mar absoluto ou eustático.

Eustasia Tectónica.................................................................................................................................................................................................Tectonic Eustasy

Eustasie tectonique / Eustasia tectónica / Тектоника eustasy / 构造eustasy / Тектоническая эвстазия / Tettonica eustastismo /

Eustatismo induzido, principalmente, por factores tectónicos. Resulta, principalmente, das variações de volume das bacias oceânicas produzidas por movimentos verticais (epirogenia) e horizontais (orogenia). Este tipo eustatismo é frequente no início das margens divergentes, nas bacias de antepaís e nas cadeias de montanhas dobradas.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Eustasia »
&
« Bacia de Antepaís »

Figura 322 (Eustasia Tectónica, tectonoeustasia) - Antes do advento da estratigrafia sequencial, os geocientista estudaram as causas e a amplitude das mudanças variações do nível do mar, definidas como variações uniformes globais do nível médio do mar, o qual é considerado como sendo, mais ou menos, igual o geóide nos oceanos, mas diferente na maior parte das áreas continentais, eles podem ser muito diferentes. O nível médio do mar pode estimado num determinado lugar a partir de observações horárias, feitas durante um período suficientemente longo (mais ou menos, 20 anos), uma vez que o nível do mar é afectado pelas marés, vento, pressão atmosférica, diferenças locais da gravidade, temperatura, salinidade, subsidência, etc. Fairbridge (1961) utilizou os termos Eustasia Tectónica (tectonoeustasia), Eustasia Sedimentar e Eustasia Glaciar (glacioeustasia), como componentes das variações do nível do mar. A variações do nível do mar associadas a eustasia tectónica resultam das variações de volumes das bacias oceânicas induzidas pelo volume das dorsais oceânicas, pela amplitude da subducção nas zonas de subducção de tipo A e tipo B. A tectonoeustasia só tem sentido se a quantidade de água sob todas as suas formas (liquida, sólida e gasosa) for constante desde a formação da Terra há mais ou menos 4,5 Ga. Como esta conjectura, até hoje, ainda não foi refutada, como ilustrado abaixo, quando o volume das bacias oceânica aumenta (alastramento oceânica lento, por exemplo), os geocientistas assumem que o nível do mar absoluto desce,. No caso contrário, quando o volume das bacias oceânicas diminui, devido a subducção importante ou um alastramento oceânico rápido, eles assumem que o nível do mar absoluto ou eustático sobe. Na estratigrafia sequencial, há uma grande divergências entre os geocientistas no que diz respeito ao parâmetro responsável da ciclicidade dos depósitos. A grande maioria pensa, como P. Vail, que a eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) é o factor principal das descidas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado ao topo da crusta continental ou ao fundo do mar), isto é, das superfícies de erosão (discordâncias), que limitam os ciclos estratigráficos. Todavia, eles pensam que a tectónica (subsidência ou levantamento) é o parâmetro, que cria a maior parte do espaço disponível para os sedimentos (acomodação), mas que quando a eustasia e a tectónica se combinam é a eustasia que cria a ciclicidade das variações do nível do mar relativo. Eles invocam também, que a taxa das variações eustáticas é muito maior do que a taxa das variações tectónicas. Nas bacias sedimentares associadas com a formação da crusta oceânica (bacias em extensão), os argumentos invocados pela escola de P. Vail são difíceis de refutar. Todavia, nas bacias sedimentares associadas com a formação das megassuturas (*) e, em particular, nas bacias de antepaís, como ilustrado nesta figura, é provável que a tectónica possa ser o factor principal da ciclicidade. Nas bacias de antepaís, a subsidência, que é induzida pela sobrecarga dos cavalgamentos, pode variar mais, rapidamente, do que a eustasia, mesmo quando a bacia é marinha, o que não é sempre o caso. Note que no esquema geológico ilustrado nesta figura vários tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) se podem reconhecer: (i) Um substrato, que quando de natureza sedimentar corresponde, em geral, a uma cadeia de montanhas aplanada (supercontinente) ; (ii) Bacias de tipo rifte, criadas durante um alongamento da litosfera do supercontinente subjacente, isto é induzidas por uma subsidência diferencial, em geral, num ambiente não marinho ; (iii) Margem continental divergente, criada por uma subsidência térmica durante a dispersão dos continentes individualizados pela ruptura de la litosfera do supercontinente, que precede a margem divergente e é posterior a formação das bacias de tipo rifte ; (iv) Bacia de antepaís criada pelo peso dos cavalgamentos, isto é, por uma subsidência flexural e (v) Bacia transportada criada pelo levantamento dos sedimentos induzido pelo encurtamento. É nos últimos dois tipos de bacia sedimentar que a tectónica pode ser preponderante sobre a eustasia na evolução dos ciclos estratigráficos. O nível do mar absoluto ou eustático é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, que é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (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.

(*) Regiões móveis da Terra (cadeias de montanhas dobradas e falhadas) que testemunham a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes. O termo megassutura foi utilizado pela primeira vez, em 1975, por A. Bally. Embora os regimes tectónicos compressivos associados com as zonas de subducção sejam predominantes na formação de uma megassutura, os regimes em extensão e a formação de bacias sedimentares desempenham, também, um papel importante.

Eustatismo, Eustasia...............................................................................................................................................................................................Eustatism, Eustasy

Eustatisme / Eustatismo, Eustasia / Eustasie, Eustatiche Bewegungen Theorie / 海平面升降 / Эвстатика (изменение уровня океана) / Eustatismo, Eustasia /

Variações do nível do mar absoluto ou eustático. Por vezes, sinónimo de eustasia, quando associado às variações globais do nível do mar. A Glacioeustasia e a Tectonicoeustasia são variações eustáticas, que, por vezes, são consideradas, globalmente, uniformes. Todavia, para muitos geocientistas, elas não podem ser nem globais nem uniformes, uma vez que qualquer causa do nível do mar afecta, igualmente, o geóide terrestre. Se isto é verdade, nenhuma curva eustática é válida globalmente. Durante o degelo das calotas glaciárias, em resposta à carga da água adicionada às bacias oceânica, o nível do mar é deprimido, e em resposta à carga removida (onde as calotas glaciárias derreteram), o continente será levantado. A redistribuição do material no interior da Terra é afectada pela sobrecarga e forçará, ainda mais, as variações da superfície do oceano (induzidas pelas anomalias da gravidade) e, assim, mais redistribuições da água serão necessárias para tentar igualizar o potencial gravítico. Este contínuo processo retroactivo gravítico entre as calotas glaciárias, oceanos e o continente é o processo que, por fim, determina a assinatura do nível do mar relativo, que é observado em todo os lugares onde o continente e o oceano se encontram. Unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (> 10 m) e rápidas (< 1 My).

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Nível do Mar Absoluto »
&
« Eustasia »

Figura 323 (Eustatismo) - Na parte inferior desta figura estão ilustradas as variações do nível do mar absoluto ou eustático propostas por Vail e Hallam durante o Fanerozóico, o qual é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (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). Embora, variações do nível do mar absoluto mostrem diferenças importantes, ambas sugerem dois ciclos eustáticos de 1a ordem induzidos pela formação e ruptura dos supercontinentes Protopangeia (Pré-Câmbrico) e Pangeia (Pérmico / Triásico). Quando os supercontinentes se formaram, o nível do mar absoluto ou eustático era baixo (assim como a actividade vulcânica). Ao contrário, durante a dispersão dos continentes individualizados pela ruptura dos supercontinentes, o nível do mar absoluto subiu, assim como a actividade vulcânica. Em ambos os ciclos eustáticos de 1a ordem, a altura máxima do nível do mar absoluto foi atingida no máximo de dispersão dos continentes, ou seja, no fim da fase transgressiva de cada ciclo de invasão continental (Ordovícico Médio e Cenomaniano / Turoniano). Dito de outra maneira, o máximo eustático do Paleozóico, com o nível do mar absoluto mais alto 200-250 metros do que actualmente, ocorreu à cerca de 500 Ma, quando a dispersão dos continentes paleozóicos era máxima, enquanto que o máximo eustático do Mesozóico / Cenozóico, com o nível do mar 150-200 metros do que hoje, ocorreu há cerca 91.5 Ma quando dispersão dos continentes pós-Pangeia era máxima. Em seguida, à medida que os continentes começaram a aproximar-se uns dos outras para, finalmente, formarem um novo supercontinente, o nível do mar eustático ou absoluto desceu para atingir uma altura mínima a quando da formação do novo supercontinente. Em outros termos, assumindo que a quantidade de água (sob todas as suas formas) é constante desde a formação da Terra (mais ou menos, há 4,5 Ga), é evidente, que quando o volume das bacias oceânicas é grande (poucas dorsais oceânicas), como, a quando da formação dos supercontinentes, o nível do mar absoluto é baixo. Ao contrário, quando o volume das bacias oceânicas é pequeno (abundância de dorsais oceânicas), isto é, quando os continentes criados pela ruptura dos supercontinentes estão muito afastados uns dos outros, o nível do mar absoluto é alto. Como se pode constatar nesta figura, a curva das variações do nível do mar absoluto (curva eustática) correlaciona (*), grosso modo, com as sete (7) crises bióticas sugeridas por Cutbill e Neweel: (1) Câmbrico / Ordovícico ; (2) Ordovícico / Silúrico ; (3) Carbonífero ; (4) Pérmico / Triásico ; (5) Triásico / Jurássico ; (6) Cretácico- / Cenozóico ; (7) Holocénico. É possível que as transgressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e de regressões sedimentares cada vez menos importantes, que colectivamente têm uma geometria retrogradante e regressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes, que, colectivamente, têm uma geometria progradante) induzidas pela eustasia têm uma influência significativa na distribuição e abundância dos ecossistemas (comunidade de organismos constituída por produtores, compositores e decompositores, funcionalmente relacionados entre si e com o meio ambiente, e considerados como uma entidade única). Por outro lado, a curva eustática parece também correlacionar com a curva do clima. Com efeito, quando o nível eustático foi alto, o clima parece ter sido quente e quando ele foi baixo o clima parece ter sido frio. Efectivamente, com excepção da glaciação, que ocorreu durante o Ordovícico, não houve glaciações importantes durante a maior parte do Paleozóico. O mesmo parece ter sucedido entre o Jurássico e Oligocénico. Todavia, é evidente que quando duas curvas correlacionam, uma não é, necessariamente, a causa da outra, o que muito geocientistas têm tendência a esquecer. Admitir que uma "correlação prova causalidade” é uma falácia conhecida como “cum hoc ergo propter hoc”(com isso, portanto, por isso). Assim, pode, unicamente, dizer-se a época das glaciações parece correlacionar com: (i) Os períodos de nível do mar absoluto baixo ; (ii) A formação do supercontinentes (actividade orogénica) ; (iii) Uma fraca actividade vulcânica, etc., e é possível que as colisões continentais e a formação de supercontinentes facilite a formação de neve e gelo e contribua às mudanças climáticas.

(*) Atenção à argumentação “pastafarista” (F. Meynard, 2011), que sobre um plano formal consiste a alegar que se um evento A é correlacionado com um evento B, então o evento A é a causa do evento B, o que, evidentemente, pode ser falso porque uma correlação pode ser, simplesmente o produto de simples coincidências.

Excentricidade ( da órbita terrestre)...........................................Eccentricity, Eccentricity of the Earth’s Orbit

Excentricité (de l'orbite terrestre) / Excentricidad (de la órbita terrestre) / Exzentrizität (Astronomie) / 軌道離心率 / Эксцентриситет (отклонение от центра) / Eccentricità orbitale /

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

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

Figura 324 (Excentricidade, órbita terrestre) - Para evitar mal entendidos confusões é bom recapitular alguns dados de base : (i) O Sol “nasce” a Este, “levanta-se” e “põe-se” a Oeste (na realidade desde há cerca de 400 anos que sabemos que o Sol não nasce, porque é a Terra que orbita à volta do Sol, mas enfim…) : (ii) Podia dizer-se que movimento da Terra é de Oeste para Este, uma vez que as estrelas, o Sol “saem” todos de Este e põem-se à Oeste ; (iii) Se olharmos para o Norte, a estrela polar e as outras estrelas deslocam-se no sentido contrário ao das às agulhas de um relógio ; (iv) Se olharmos para o Sul, o movimento é na mesma direção das agulhas ; (v) O movimento é um movimento aparente, porque não são as estrelas que se deslocam, mas nós ; (vi) Para que as estrelas se desloquem de Este para Oeste, a Terra tem que girar ao contrário, isto é, de Oeste para Este ; (vii) Se pudéssemos ver a Terra à vertical do Pólo Norte, fora da atmosfera, veríamos a Terra girar de tal modo que o Asia estaria à nossa direita e que 6 horas mais tarde estaria à nossa frente e que seis horas mais tarde estaria à nossa esquerda., o que quer dizer que, veríamos que a Terra gira para a esquerda para a direita ; (vii) A Terra gira sobre si mesma, no sentido contrário o movimento das agulhas de um relógio (para Este) em torno de um eixo que intersectando a superfície terrestre, determina os pólos geográficos Norte e Sul. Além destes pontos básicos, todos os geocientistas sabem que a Terra orbita o Sol uma vez por cada 366,26 rotações sobre o seu próprio eixo, o que equivale a 365,26 dias solares ou um ano sideral, o que quer dizer que a Terra realiza um movimento de translação em torno do Sol de Oeste para Este descrevendo uma elipse alongada em 365 dias e seis horas. A excentricidade da órbita da Terra ou excentricidade orbital (*) varia, periodicamente, de um mínimo de 0,01 a um máximo de 0,07. A periodicidade média da excentricidade é de 100 mil anos, podendo variar entre 90 mil anos e 120 mil anos. Como a excentricidade da órbita da Terra é muito pequena, por ela só, ela afecta pouco a quantidade de energia solar total (desvios da ordem de 0,2 %) recebida por ano, pela Terra. Todavia, a sua influência pode ser a adicionada às criadas por outras variações dos parâmetros orbitais. De qualquer modo, o aumento da excentricidade da órbita terrestre provoca o incremento do contraste Verão – Inverno num hemisfério e a redução desse contraste no outro, dependendo em cada caso das estações do ano em que ocorrem o afélio e o periélio. Se num hemisfério o Verão coincide com o periélio e o Inverno com o afélio então a excentricidade é pronunciada pelo que a radiação solar durante o Verão será muito intensa e a radiação solar no Inverno será muito débil. Pelo contrário, no outro hemisfério os contrastes sazonais estão muito atenuados já que o Verão coincidirá com o afélio e o Inverno com o periélio (http://mitos-climaticos.blogspot.ch/2005/05/excentricidade-da-rbita.html). Como sugerido nesta figura, a excentricidade da órbita da Terra tem uma grande influência sobre a energia recebida do Sol e por conseguinte no clima. A rotação da órbita da Terra à volta do Sol tem as mesmas consequências que a precessão (fenómeno físico que consiste na mudança do eixo de rotação de um objeto). Durante os períodos de grande elongação, a Terra, nos extremos da órbita, é particularmente longe do Sol e ambos os hemisférios recebem quantidades de energia solar anormalmente baixas. Ao contrário, quando a excentricidade é pequena, e sobretudo, quando ela é combinada com uma inclinação oposta do eixo de rotação da Terra, ela cria, no hemisfério Norte, condições climáticas muito agradáveis. A mecânica das órbitas exige, que a duração das estações seja proporcional área da órbita da Terra varrida entre os solstícios (momentos em que a luz do Sol incide com maior intensidade sobre o hemisfério Norte e hemisfério Sul, assim fala-se de solstício de verão em Junho e solstício de inverno em Dezembro) e os equinócios (quando a luz do Sol incide com maior intensidade no equador, são estágios intermediário entre o solstício de verão e o de inverno e fala-se de equinócio de primavera e de outono). Quando a excentricidade orbital for muito grande, as estações que ocorrem no lado mais distante da órbita (afélio) podem ser muito mais longas. Actualmente, a excentricidade está próxima do mínimo (diferença de 0,014 %), assim no hemisfério Norte, o outono e inverno ocorrem na parte mais próxima (periélio), isto é, quando a Terra se desloca com uma velocidade máxima.

(*) Afastamento de uma órbita da forma circular, que é, normalmente, representada por valores entre 0 e 1, embora valores superiores a 1 possam ser observados em algumas órbitas de cometas ou sondas espaciais. Uma órbita circular tem uma excentricidade 0 (e = 0). Uma órbita elíptica tem uma excentricidade entre 0 e 1 (0 < e <1). Uma órbita parabólica tem uma excentricidade 1 (e = 1). Uma órbita hiperbólica tem uma excentricidade maior que 1 (e > 1).

Expansão Oceânica..................................................................................................................................................................................Seafloor Spreading

Expansion océanique / Expansión oceánica / Ozeanbodenspreizung, Meeresgrund Verbreitung / 海底扩张 / Спрединг океанического дна / Espansione della crosta oceanica /

Processo no qual o fundo oceânico se estende quando duas placas litosféricas se afastam uma da outra. À medida que as placas litosféricas se afastam a dorsal média oceânica (cadeia de montanhas submersas) se desenvolve na medida em que novo o material do manto chega à superfície (fundo do mar) ao longo do rifte oceânico. A morfologia do rifte oceânico corresponde bem à exprimida na definição original de J.W. Gregory (1984) que utilizou pela primeira vez na geologia o termo vale de rifte (“Rift-vallley” dos geocientistas anglo-saxões) para caracterizar a morfologia dos vales da África Oriental : “vale linear com lados paralelos e quase verticais distantes entre 30 e 100 km separados dos planaltos circundantes por grandes escarpas cuja altura pode atingir alguns milhares de metros e cuja base, provavelmente caiu ao longo de falhas normais”. A morfologia das bacias sedimentares criadas durante o alongamento dos supercontinentes, não quadra com a morfologia de um vale de rifte. Na maior parte das vezes, não existe anomalia topográfica negativa significativa associada (excepto quando a taxa de alongamento ou de extensão é muito maior que a taxa de preenchimento), visto que à medida que o espaço disponível para os sedimentos é criado (pelo alongamento da litosfera do supercontinente) ele é, imediatamente, preenchido por sedimentos e, assim a topografia é sempre, praticamente, plana.

Ver: « Subducção do Tipo-B (Benioff) »
&
« Estratigrafia Paleomagnética »
&
« Magnetostratigrafia »

Figura 325 (Expansão Oceânica, alastramento) - A maior parte dos geocientistas pensa que o campo magnético da Terra é induzido pelo movimento do ferro líquido no núcleo exterior enquanto a Terra gira. O campo magnético comporta-se como se um íman permanente estivesse fixado perto do centro da Terra, inclinado cerca 11° em relação ao eixo de rotação da Terra. O campo magnético norte, medido com uma bússola, difere do norte geográfico, o qual corresponde ao eixo de rotação da Terra. Colocando um magnete (íman) debaixo de uma folha de papel na qual se espalhou limalha de ferro, forma-se um padrão típico criado pelo campo magnético criado pelo magnete. Com o campo magnético terrestre sucede a mesma coisa. A orientação actual do campo magnético terrestre caracteriza uma polaridade normal. Nos anos 60, os geofísicos descobriram que o campo magnético se inverteu, periodicamente, isto é, que o pólo Norte, ao longo da história geológica, se transformou em pólo Sul e vice versa. Como ilustrado nesta figura, a Terra teve períodos de polaridade inversa que alternaram com períodos de polaridade normal, os quais foram, mais ou menos, fossilizados durante o alastramento oceânico. Lembramos que a expansão ou alastramento do fundo oceânico é um movimento contínuo, de velocidade entre 1 a 15 cm / ano (*), que permite a formação de nova crusta oceânica ao nível da dorsal médio oceânica (injecção de diques vulcânicos com toldo) e que desloca consigo os continentes (como um tapete rolante transporta as pessoa ou objectos). Embora o campo magnético se tenha invertido várias vezes, a Terra continuou a mover-se sem mudar o sentido de rotação (a Terra gira sobre si mesma, no sentido contrário o movimento das agulhas de um relógio) e de translação (Terra realiza um movimento de translação em torno do Sol, de Oeste para Este, descrevendo uma elipse alongada em 365 dias e seis horas). As lavas basálticas que contém minerais ricos em ferro, como a magnetite, actuam como bússolas, quer isto dizer, que os minerais ricos em ferro arrefecendo abaixo do ponto de Curie (temperatura a qual determinados materiais sofrem a uma mudança total das suas propriedades magnéticas) e tornam-se magnéticos na direcção do campo magnético terrestre. O estudo do magnetismo antigo registrado nas rochas (paleomagnetismo) permitiu aos geocientistas mostrar, como ilustrado acima, que durante os últimos 5 milhões de anos, houve quatro inversões de polaridade magnética: (i) Brunhes, polaridade normal, entre hoje e 0,7 milhões de anos atrás ; (ii) Matuyama, polaridade inversa, entre 0,7 e 2,5 milhões de anos atrás ; Gauss, polaridade normal, entre 2,5 e 3,3 milhões de anos atrás e Gilbert, polaridade inversa, entre 3,3 e 5,0 milhões de anos atrás, o que fornece um excelente método de datação das rochas (estratigrafia paleomagnética). Para explicar as inversões magnéticas e o padrão associado, os geocientistas avançaram a teoria do alastramento oceânico (“sea-foor spreading” dos geocientistas de língua inglesa, expressão que não deve ser traduzida expansão oceânica). Na realidade, a teoria da tectónica das placas que não é outra coisa que uma geometrização da teoria do alastramento oceânico, ocultou e eliminou quase completamente a teoria da deriva dos continentes de Wegener (**). Por outro lado, quase cinquenta anos depois do reconhecimento que as anomalias positivas, ou seja, para as quais o campo magnético medido é superior ao campo magnético médio actual, e as negativas desenham um verdadeiro padrão zebrado (pintando de branco e preto as anomalias positivas e negativas) de uma parte e de outra das dorsais médio oceânicas, nenhuma teoria física explicativa satisfatória foi ainda avançada para explicar a este fenómeno geológico. Os geocientistas falam de convecção mantélica, mas são incapazes de associar de maneira apropriada a dissipação de energia, cuja fonte é o manto terrestre, e a mecânica das placas. Como disse Claude Allègre (“l’Ecume de la Terre, Fayard, 1999), “Sabemos como, mas ignoramos o porquê”.

(*) A unidade das velocidades do alastramento oceânico é o centímetro por ano, as variações v√ao, mais ou menos, de 1 a 20 centímetros/ano. Para apreciar as ordens de grandeza: 1 centímetro(ano equivale a 10 quilómetros por milhão de anos ou seja 1000 quilómetros por 100 milhões de anos. Para abrir o Oceano Atlântico, à razão de 2 cm por ano de cada lado da dorsal média Atlântica, foram necessário cerca de 150 milhões de anos.

(**) Em 1929, A.Holmes, que trabalhava sobre o papel da radioatividade na temperatura no globo terrestre, descobriu que o calor produzido pelo decaimento radioativo devia, necessariamente, ser evacuado. Procurando como este calor podia ser descarregado, ele propôs movimentos de convecção no manto. Se houver correntes de convecção no manto, então as correntes de convecção podem ser o motor da deriva dos continentes de Wegener. Holmes relançou o debate da deriva continental em 1930. Os críticos da deriva continental, e sobretudo Harold Jeffreys, mostram que o fluxo convectivo não têm a energia para dividir um continente. Em 1945, Holmes mudou sua hipótese e sugeriu que cristas oceânicas são as marcas do fluxo ascendente convectivo do manto. Sua hipótese foi refutada porque geólogos garantiram que movimentos sólidos são impossíveis. A ideia de convecção do manto é marginal até 1960. Em 1962, H. H., Hess, retomou a teoria da A. Holmes e a corroborou graças às descobertas sobre a composição dos fundos oceânicos. A teoria Hess foi outra bomba no mundo da geologia, uma vez que ela relançou o debate sobre a deriva continental. Mas uma ajuda inesperada veio dos estudos estudos geomagnéticos.(http://svt4vr.e-monsite.com/pages/premiere/la-tectonique-des-plaques/de-la-derive-des-continents-a-la-tectonique-des-plaques.html)