Fácies..................................................................................................................................................................................................................................................................................................Facies

Faciès / Facies / Fazies / 相 / Фации / Facies /

Termo utilizado por Gressly, em 1838, para exprimir uma litologia e a fauna associada. Este termo perdeu muito de seu significado original. Frequentemente, certos geocientistas, particularmente os geocientistas americanos usam o termo fácies para exprimir a forma, aspecto e as condições de depósito, ou seja, mais ou menos como sinónimo de ambiente sedimentar. Eles dizem, por exemplo, “um intervalo de areia de fácies deltaico”, enquanto que um geocientista europeu diz “um intervalo de fácies arenoso de um ambiente deltaico” (ver Fácies vs Ambiente Sedimentar).

Ver: « Ambiente Sedimentar »
&
« Fácies Sedimentar »
&
« Litostratigrafia »

Figura 326 (Fácies, geologia) - Uma fácies, como ilustrado nesta afigura, corresponde a uma parte restrita de uma unidade litostratigráfica, que pode ser cartografada e que difere das outras partes, que foram depositadas ao mesmo tempo, em continuidade de sedimentação, pela litologia, fósseis e muitas vezes ambiente de deposição. A textura, composição e características estruturais de um depósito sedimentar resultam, principalmente, da acumulação e modificação de um ambiente particular. O conceito de fácies refere-se à soma das características (em geral a uma pequena escala, centímetros ou metro) de uma unidade sedimentar, isto é: (i) Litologia ; (ii) Granulometria ; (iii) Estruturas sedimentares ; (iv) Cor ; (v) Composição ; (vi) Conteúdo biogénico, etc. A litofácies diz respeito às características físicas e químicas, enquanto que a biofácies diz respeito ao conteúdo dos macrofósseis e icnofácies (associação de traços fósseis preservados que reflete as condições ambientais (batimetria, hidrodinâmica, substrato, etc.), que são o trabalho de organismos vivos sob forma de: traços stricto sensu, pistas, rastos, tocas, buracos ...). Para a maior parte dos geocientistas americanos, a análise das fácies é a interpretação dos estratos em termos de ambientes de deposição (ou sistemas de deposição) na base de um certo número de observações. As associações de fácies constituem várias fácies que ocorrem em combinação e, que, tipicamente, representam um ambiente de deposição (note que muitas fácies individuais são características para um contexto específico). As sucessões de fácies (ou sequência de fácies) são associações de fácies com uma ordem vertical característica. A lei de Walther (*) diz que fácies diferentes, lateralmente síncronas, sobrepõem-se, verticalmente, umas às outras, sem discordâncias (superfície de erosão) entre elas. Como ilustrado, uma sucessão lateral de fácies: areia (Fácies I), argilitos (Fácies II) e carbonatos (Fácies III), em continuidade de sedimentação, encontra-se, também, verticalmente (carbonatos, argilito, areia) à medida que as fácies progradam para o mar. Da mesma maneira, quando numa linha sísmica, se identificam, lateralmente, reflectores subhorizontais (sedimentos de plataforma), reflectores inclinados para o mar (sedimentos de talude continental) e reflectores subhorizontais a jusante dos inclinados (sedimentos de planície abissal) em continuidade de deposição (ausência de discordâncias, ou seja, de superfícies de erosão e de hiatos significativos) pode dizer-se que cada linha cronostratigráfica é constituída por três segmentos (proximal horizontal, inclinado para o mar e distante horizontal). A mesma sucessão (proximal horizontal, inclinado para o mar e distal horizontal) se encontrará, verticalmente, à medida que as linhas cronostratigráficas progradam. Um intervalo subhorizontal corresponderá a sedimentos profundos se a montante se encontra um intervalo, coevo, inclinado para o mar. Caso contrário, se os reflectores inclinados para o mar se encontram a jusante, o intervalo subhorizontal corresponderá a sedimentos de plataforma. Donde, todo o interesse de começar por localizar, nas linhas sísmicas, os reflectores associados aos taludes continentais. Esta abordagem é, relativamente, mais difícil nas séries carbonatadas mas, por vezes, os resultados são excelentes como ilustrado no afloramento da bacia cratónica de Canning (Austrália) ilustrado nesta figura. De facto, desde que um geocientista reconhece, no campo ou numa linha sísmica, os sedimentos de talude da frente de recife (sedimentos inclinados para o mar, principalmente, microbrechas ou packstones com litoclastos bioclastos), ele deduz que a montante ele encontrar, provavelmente, as construções recifais (boundstones e grainstones com bioclastos incrustados) de geometria monticular e que a montante destes ele encontrar os sedimentos sub-horizontais da plataforma carbonatada interna (grainstones com foraminíferos, packstones / wackestones com bioclastos).

(*) Como para os geocientistas de língua inglesa e, particularmente, para os geocientistas americanos fácies é, sobretudo, um ambiente sedimentar, a lei de fácies de Walther, para eles, implica que uma sequência vertical de fácies é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam lateralmente adjacentes uns aos outros e é aplicável apenas em situações em que não há interrupção de sedimentação. Para a maior parte dos geocientistas europeus, a lei de Walther diz que em continuidade de sedimentação, a sucessão lateral dos sistemas de deposição (uma litologia com uma fauna associada depositada num determinado ambiente) encontra-se também verticalmente: se lateralmente, em direcção do mar, se encontra sucessão a, b, c , verticalmente, e de baixo para cima, encontrar-se-á c, b, a.

Fácies vs Ambiente Sedimentar.............................................................................................................Facies & Environments

Faciès vs environment sédimentaire / Facies vs ambiente sedimentario / Facies kontra Umwelt / 环境相对 / Фации по сравнению с осадочной средой / Facies rispetto ambiente /

Segundo Teichert (1958), parece que foi Nicolas Steno (1669), que pela primeira vez utilizou o termo fácies (do latim Facies “aspecto” ou “aparência”) para designar todo ou uma parte do aspecto da superfície da Terra durante um certo intervalo de tempo geológico. Gressly, en 1838, foi mais longe do que os outros geocientistas, porque, na base de observações locais e isoladas, considerou unidades rochosas e utilizou o termo fácies para exprimir as mudanças laterais de aparência e sublinhar o facto que as unidades rochosas não são litologicamente uniformes, uma vez que mudam desde que os ambientes de deposição mudam (R. Prothero, 1989). O termo sismofácies é, frequentemente, utilizado pelos geocientistas americanos para designar as cartas dos ambientes sedimentares construídos a partir dos dados sísmicos. O termo sismofácies, quando utilizado deve ser limitado aos conjuntos litológicos dentro de um ciclo-sequência ou IGS (incrementação genética dos estratos).

Ver: « Fácies »
&
« Ambiente Sedimentar »
&
« Incrementação Genética (dos estratos) »

Figura 327 (Fácies vs Ambiente Sedimentar) - Dois factores principais caracterizam a soma total das modificações que Armanz Gressly (1838) chamou fácies de uma unidade estratigráfica: (i) O aspecto litológico da unidade estratigráfica, que está ligado a um conjunto paleontológico e (ii) O conjunto de fósseis que excluí, invariavelmente, outras fácies. Haug (1907) estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Selley (1970), sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. Assim, é mais correcto dizer: uma fácies arenosa associada a um ambiente fluvial, do que uma areia de fácies fluvial. Isto quer dizer, que quando os geocientista americanos consideram que uma sequência vertical de fácies (lei de fácies de Walther) é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam lateralmente adjacentes uns aos outros (em situações em que não há interrupção de sedimentação), eles afastam-se muito da definição original de A. Gressly e J. Walther. O conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther, ideia, parcialmente, tomada de Gressly, foi adoptado a todo um corpo rochoso e não, unicamente, a uma sucessão vertical, por Busch (1971) (*) e denominado “incremento genético de estratos” (IGS). Em 1977, Brown e Fischer (**) utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies e renomearam o de “cortejo sedimentar” ("Systems tract”). Um incremento genético de estrato (IGS) é um conjunto do rochas sedimentares no qual as fácies ou subfácies estão, geneticamente, relacionadas entre si. O exemplo típico de um incremento genético de estratos é um delta, o qual é constituído por quatro fácies ou sistemas de deposição: (i) Siltitos de planície deltaica ; (ii) Areias de frente de delta ; (iii) Argilitos de prodelta e (iv) Argilitos, e por vezes, areias da base do delta. Uma sequência (conjunto de incrementos) genética dos estratos envolve mais que um incremento do mesmo tipo genético como, por exemplo, um edifício deltaico. Segundo Selley (2000, ISBN:0-12-636375-7), estes termos foram criados sobretudo para auxiliar o mapeamento de subsuperfície dos depósito deltaicos. Assim um mapa em isópacas de incrementos genéticos define um lóbulo deltaico (um delta), enquanto que uma mapa em isópacas de uma sequência (conjunto de incrementos) define um edifício deltaico (sobreposição de deltas). Este esquema ilustra as diferenças entre fácies, ambiente e incremento genético de estratos (IGS). Um IGS é uma unidade sedimentar na qual as fácies são, geneticamente, associadas. Como ilustrado, três IGS se reconhecem facilmente (3, 2, 1). Dentro de cada um dos IGS, identificam-se três ambientes sedimentares contemporâneos A, B e C. O ambiente sedimentar A, que é praticamente subaéreo ou coberto com uma lâmina e água muito pequena, é caracterizado por os sedimentos que se depositam, mais ou menos, horizontalmente. A sua fácies é, provavelmente, siltitos argilosos (a). O ambiente sedimentar B, é marinho (a profundidade de água aumenta progressivamente para a bacia). Ele está localizado a jusante do ambiente A e é caracterizado por argilitos que se depositam inclinados para o mar (b). O ambiente C, localizado a jusante do ambiente B, é de água profunda. Ele é caracterizado por sedimentos, provavelmente areias, que se depositaram, mais ou menos, subhorizontalmente (cones submarinos turbidíticos). Por outras palavra, dentro de cada incremento de fácies, as superfícies de deposição (linhas cronostratigráficas) são formadas por três segmentos, que do continente para o mar têm geometrias diferentes: (i) Subhorizontal proximal ; (ii) Inclinada para o mar e (iii) Subhorizontal distal. Por outro lado, é fácil de constatar que as superfícies de deposição, isto é, os planos de estratificação ou linhas tempo (reflectores nas linhas sísmica) cortam as linhas fácies. Um incremento genético de estratos, na Estratigrafia Sequencial, corresponde, mais ou menos, a um de cortejo sedimentar ou a um subgrupo de cortejos sedimentares. O segundo caso é o mais frequente nas linhas sísmicas. Um cortejo sedimentar, pode ser constituído por um ou vários paraciclos sequência (associação lateral de sistemas de deposição síncronos e, geneticamente, relacionados, que se depositam durante o período estabilidade do nível do mar relativo que ocorre entre as ingressão marinhas (paraciclos eustáticos sem descidas do nível do mar relativo entre elas.Este esquema ilustra as diferenças entre fácies, ambiente e incremento genético dos estratos (IGS). Assim, um IGS é uma unidade sedimentar na qual as fácies são, geneticamente, associadas. Um incremento genético dos estratos corresponde, mais ou menos, a um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência da estratigrafia sequencial, o qual é formado por um conjunto de cortejos sedimentares, isto é, a uma associação lateral de sistemas de deposição contemporâneos e geneticamente relacionados que formam um paraciclo-sequência. Dois factores principais caracterizam a soma total das modificações que Gressly (1838) chamou fácies de uma unidade estratigráfica: (i) O aspecto litológico da unidade estratigráfica, que está ligado a um conjunto paleontológico e (ii) Tal conjunto de fósseis excluí, invariavelmente, outras fácies. Haug (1907) estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Selley (1970), sublinhou que todas as definições propostas de fácies são meramente descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. Assim, é mais correcto dizer: uma fácies arenosa associada a um ambiente fluvial, do que uma areia de fácies fluvial.

(*) Busch, D. A. (1971) - Genetic units in delta prospecting. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 55, 1137-1154.

(**) Brown, L. F., and Fischer, W. L. (1977) - Seismic-stratigraphy interpretation of depositional Systems: Examples from Brazilian rift and pull-apart basins. In “Seismic Stratigraphy Applications to Hydrocarbon Exploration” (C. E. Payton, ed.). Am. Assoc. Petrol. Geol. 26, 213-248.

Fácies de Canal (turbiditos)................................................................................................................................................................Channelized facies

Faciès de chenal (turbidites) / Facies de canal (turbiditas) / Channel-Fazies (Turbiditen) / 通道相（浊流） / Фации канала / Facies di canale (torbiditi) /

Fácies turbidítica dos cones submarinos de bacia (CSB) de Vail. Esta fácies é melhor reconhecida no modelo de E. Mutti, particularmente, nos sistemas turbidíticos de tamanho médio (Tipo II), os quais são depositados em condições de nível alto (do mar), a montante dos lóbulos turbidíticos, perto da base do talude continental.

Ver: « Turbiditos »
&
« Cone Submarino da Bacia »
&
« Contornita »

Figura 328 (Fácies de Canal, turbiditos) - Na classificação dos sistemas turbidíticos de E. Mutti (*), estes sistemas dividem-se em três grandes grupos, em função da quantidade de material transportado pelas correntes turbidíticas, as quais são, principalmente, induzidas por rupturas e deslizamentos do talude continental (quando a bacia tem uma plataforma continental, isto é, quando, dentro do ciclo sequência associado, a linha da costa está localizada muito a montante do rebordo continental) ou do rebordo da bacia (quando a bacia não tem plataforma continental, o que quer dizer, que a linha da costa é, mais ou menos, coincidente com o rebordo continental). Como ilustrado nestes esquemas, os turbiditos de tamanho médio (ou Tipo II de Mutti) incluem todos os sistemas turbidíticos onde as fácies arenosas são depositadas, sobretudo, nas partes baixas dos canais (ou depressões) no prolongamento das desembocaduras dos rios. Estes sistemas formam extensos corpos canalizados, que passam, a jusante, a lóbulos arenosos. Os sistemas do tipo II são muito grosseiros e compostos, principalmente, por depósitos canalizados. Uma diminuição do tamanho dos grãos favorece o desenvolvimento de lóbulos, os quais são menos desenvolvidos, em volume e extensão, do que os lóbulos associados sistemas turbidíticos de tamanho grande (Tipo I). Lembremos a classificação mais utilizada dos sistemas turbidíticos baseia-se no volume e na textura do fluxo gravítico ligado à fisiografia da margem ou à granulometria dos sistemas costeiros e que na classificação proposta por Mutti em 1985, partindo do princípio de que as correntes de turbidez têm um elevado grau de liberdade, isto é, na ausência de obstáculos efectivos ao longo do declive e tendo em conta o conceito de eficiência (Mutti, 1979), os sistemas turbiditos foram subdivididos em 3 tipos: (i) Tipo I ou Sistema Turbidítico Grande (STG) caracterizado por rupturas no talude continental, erosões submarinas a grande escala, ou seja, erosão ao longo do talude continental, uma zona de transferencia na base do talude continental e deposição de lóbulos na planície abissal ; (ii) Tipo II ou Sistema Turbidítico Médio (STM) caracterizado por sistemas de deposição costeiros perto rebordo continental, erosão ao longo do talude continental superior, deposição directamente na base do talude continental, ausência ou uma pequena zona de transferência n base do talude continental ; (iii) Tipo III ou Sistema Turbidítico Pequeno (STP) caracterizado por uma deposição síncrona da progradação do rebordo continental, canais rectilíneos ou sinuosos ao longo do talude continental, lóbulos terminais de arenito no fim dos canais rectilíneos; lóbulos terminais de siltito na extremidade jusante dos canais sinuosos. Certos geocientistas, consideram que os turbiditos de tipo II de Mutti correspondem, mais ou menos, aos cones submarinos de talude (CST) de P. Vail, nos quais os diques marginais naturais e os preenchimento das depressões entre eles e/ou dos canais (quando há erosão) são preponderantes. As diferenças entre o modelo de deposição dos turbiditos (de água profunda) de Peter Vail e de Emiliano Mutti, são, todavia, importantes. Para Mutti, o contexto geológico é de nível alto do mar (nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia ou do rebordo continental). Mutti admite a possibilidade de existência de depósitos turbidíticos em associação com descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, ou seja, do nível do mar, global, referido ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica), isto é, associados a discordância, como é o caso no modelo de Vail, mas para ele a grande maioria das correntes turbidíticas são induzida por erosões submarinas a grande escala, associadas com rupturas do rebordo e do talude continental (como ilustrado nesta figura) e a períodos de cheias dos rios. Como corroboração não é sinónimo de verificação (nem de validação), pode dizer-se que ambos os modelo são corroborados por dados de observação (de campo e sísmicos). No Mar do Norte, por exemplo, o modelo de Mutti é mais, frequentemente, corroborado do que o de Vail, uma vez que as cicatrizes de erosão do talude continental, que são muito bem visíveis ocorreram durante períodos de nível alto do mar. Todavia, em outras áreas e, particularmente, nas margens divergentes, que elas sejam de tipo Atlântico (associadas é formação de nova crusta oceânica) ou de tipo não Atlântico (associado à formação de megassuturas) o modelo de Vail é difícil de refutar.

(*) Mutti, E., 1979 - Turbidites et cones sous-marins profonds. In Homewood, P., ed., Sedimentation Detritique (Fluvial, Litoral et Marine), Institut de Geologia, Université de Fribourg, pp. 353-419. Mutti., E., 1985- Turbidite Systems and their relations to depositional sequences. In Zuffa, G. G., ed., Provenance of Arenites: NATO-ASI Series, D. Reidel Publishing Co., Amsterdam, Pp. 65-93. Mutti, E., and Normark, W. R., 1987- Comparing examples of modern and ancient turbidite Systems: Problems and Concepts. In Leggett, J. K., and Zuffa G. G., eds., Deep water classic deposits: models and case histories. Graham & Trotman, lndon, pp. 1-38.

Fácies Sedimentar........................................................................................................................................................................................Sedimentary facies

Faciés sédimentaire / Facies sedimentarias / Facies (Sediment) / 沉积相 / Осадочные фации / Facies sedimentarie /

Termo utilizado, sobretudo, pelos geocientistas anglo-saxões para designar uma acumulação de depósitos com características específicas que mudam, lateralmente, para outras acumulações sedimentares formadas ao mesmo tempo, mas com características diferentes.

Ver: « Fácies »
&
« Ambiente Sedimentar »
&
« Incrementação Genética (dos estratos) »

Figura 329 (Fácies Sedimentar) - São as diferentes litologias com uma fauna típica que o geocientista suíço Armanz Gressly chamou, em 1838, fácies (sedimentar) ; (i) O aspecto litológico da unidade estratigráfica, que está ligado a um conjunto paleontológico e (ii) O conjunto de fósseis que excluí, invariavelmente, outras fácies. Contudo, em 1898, J. Walther considerou a lei ou a correlação das fácies dizendo: “Os vários depósitos da mesma fácies (“faciesbezirk"), assim como, um conjunto de rochas de diferentes fácies são formados, espacialmente lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Haug (1907) estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Selley (1970), sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. Assim, é mais correcto dizer: uma fácies arenosa associada a um ambiente fluvial, do que uma areia de fácies fluvial. Isto quer dizer, que quando os geocientista americanos consideram que uma sequência vertical de fácies (lei de fácies de Walther) é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam lateralmente adjacentes uns aos outros (em situações em que não há interrupção de sedimentação), eles afastam-se muito da definição original de Armanz Gressly e J. Walther. O conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther, ideia, parcialmente, tomada de Gressly, foi adoptada a todo um corpo rochoso, e não unicamente a uma sucessão vertical, por Busch (1971) (*) e denominado “incremento genético de estratos” (IGS). Em 1977, Brown e Fischer (**) utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies e renomearam o do “cortejo sedimentar” ("Systems tract”). Em geral, como ilustrado nesta figura, as fácies sedimentares distinguem-se umas das outras pelo aspecto das rochas ou dos sedimentos. As fácies sedimentares, quando baseadas nas características petrográficas, tais como o tamanho dos grãos e mineralogia, chamam-se litofácies. Quanto as fácies são baseadas nos fósseis chamam-se biofácies. Estes tipos de fácies são, normalmente, subdivididos. Assim, é frequente dizer-se uma fácies calcário oólitico, fácies argilosa ou fácies de areia fina. As características de uma rocha vêm sobretudo do ambiente deposição e composição original. As fácies sedimentares reflectem o ambiente de deposição e cada fácies sublinha um tipo distinto de sedimento de uma certa área ou ambiente. Pode dizer-se que uma fácies sedimentar sublinha os aspectos físicos, químicos e biológicos de uma camada sedimentar e as mudanças laterais dentro de um conjunto de camadas da mesma idade. As rochas sedimentares formam-se, unicamente, onde os sedimentos se depositam por um tempo, relativamente, longo, o que permite a sua compactação e cimentação em camadas, mais ou menos, duras. A sedimentação ocorre, normalmente, onde os sedimentos podem ser depositados durante muitos anos sem serem perturbados, isto é, nas bacias sedimentares. Algumas bacias sedimentares são, relativamente, pequenas, ao contrário, outras podem ter dimensões muito importantes, no meio das quais se podem desenvolver diversos tipos de ambientes de deposição. Vários factores físicos, químicos e biológicos influenciam os ambientes de deposição, que vão determinar a natureza dos sedimentos que aí se vão acumular, quando houver espaço disponível para os sedimentos ou seja, acomodação. Diferentes ambientes de deposição podem existir lado a lado, dentro da mesma bacia sedimentar, desde que as condições (profundidade de água, energia das ondas do mar, etc.) mudem lateralmente. As rochas sedimentares, que se depositam numa bacia estão relacionadas com os ambientes de deposição. Ao longo de uma superfície de deposição, a qual nas linhas sísmicas corresponde, grosso modo, aos reflectores cronostratigráficos, que são a grande maioria dos reflectores de uma linha sísmica, três grandes sectores, caracterizados por ambientes sedimentares e fácies, mais ou menos, típicas, se podem meter em evidência: (i) Sector subhorizontal proximal, a montante da ruptura continental, que engloba os depósitos de plataforma e de planície costeira ; (ii) O sector inclinado para o mar, que corresponde ao talude continental e que engloba os depósitos de talude e (ii) ) O sector subhorizontal distal que corresponde à planície abissal e que, em geral, engloba os depósitos turbidíticos e das argilas pelágicas.

(*) Busch, D. A. (1971) - Genetic units in delta prospecting. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 55, 1137-1154.

(**) Brown, L. F., and Fischer, W. L. (1977) - Seismic-stratigraphy interpretation of depositional Systems: Examples from Brazilian rift and pull-apart basins. In “Seismic Stratigraphy Applications to Hydrocarbon Exploration” (C. E. Payton, ed.). Am. Assoc. Petrol. Geol. 26, 213-248.

Feedback (retroalimentação)........................................................................................................................................................................................................Feedback

Rétroaction / Retroalimentación / Rückkopplung / 反馈 / Обратная связь / Retroazione /

Quando o resultado de um processo volta ao sistema e modifica o comportamento seguinte do mesmo processo. O “feedback” ou retroacção pode produzir uma amplificação ou supressão do processo e, por conseguinte, mudar as condições de equilíbrio do sistema. O “feedback” ocorre nos sistemas vivos e não vivos. Um “feedback” positivo ou retroacção positiva amplifica o processo, enquanto que um negativo o reduz, isto é, provoca uma amortização. Um “feedback" pode ter um efeito variável segundo as condições, nomeadamente, o período de transformação e inércia do sistema. Sinónimo de Retroacção.

Ver : « Ciclo Hidrológico »

Fisiográfica (província)..............................................................................................................................................................................Physiographic (province)

Physiographique (province) / Fisiográfica (província) / Physiographischen (Provinz) / 自然地理（省） / Физико-географическая (провинция) / Fisiografici (provincia) /

Região morfológica delimitada de acordo com o terreno semelhante que foi moldado por uma história geológica comum. Cada província fisiográfica é caracterizada por uma determina altitude, relevo, litologia e estrutura geológica. Função da história da região, deformações e erosão, diferentes morfologias ou outras características geológicas podem ser postas em evidência dentro da mesma província.

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Ambiente Sedimentar »
&
« Linha da Baía »

Figura 330 (Fisiográfica, província) - Como ilustrado no esquema desta figura, do continente para o mar profundo, as principais províncias fisiográficas são : (i) Planície costeira ; (ii) Plataforma continental ; (iii) Talude continental ; (iv) Talude continental Inferior e (v) Planície abissal. As três primeiras primeiras, isto é, a planície costeira, plataforma continental e talude continental formam o terraço continental. Assim, muitos geocientista falam, unicamente, de terraço continental, talude continental inferior e planície abissal. Todavia, função da posição do nível do mar e, por conseguinte, da linha da costa, que separa o offshore do onshore, a plataforma continental pode não existir, o que é muito importante sobretudo na estratigrafia sequencial. Efectivamente, quando as condições geológicas são de nível alto, quer isto dizer, quando o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, a bacia tem um plataforma continental. Isto é o que ocorre num ciclo sequência, durante o subgrupo de cortejos sedimentares conhecido como intervalo transgressivo (IT), assim como durante a 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (subgrupo superior do grupo de cortejos sedimentares de nível alto). De facto, no início de deposição do prisma de nível alto (PNA) de um ciclo sequência, a linha da costa está muito afastada, a montante do rebordo continental, o que quer dizer que a bacia tem uma plataforma continental. Todavia, à medida que o nível do mar relativo (resultante da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é o nível do mar global referenciado ao cento da Terra ou a um satélite, e da tectónica) sobe em desaceleração (ingressões marinhas ou paraciclos eustáticos cada vez mais pequenos), pouco a pouco, a linha da costa aproxima-se do rebordo continental diminuindo assim a extensão da plataforma continental. Desde que a linha da costa coincide com o rebordo continental, isto é, desde que o limite externo da planície costeira coincide, grosseiramente, com o rebordo continental, a bacia deixa de ter uma plataforma e as condições geológicas, praticamente, tornam-se de nível baixo com o rebordo da bacia coincidente com o rebordo continental. Se o nível do mar relativo desce ainda mais, desenvolve-se um limite (discordância), uma vez que as condições geológicas tornam-se verdadeiramente de baixo nível com o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (último rebordo continental do ciclo sequência precedente, isto é, antes da descida significativa do nível do mar relativo responsável da discordância que enfatiza a mudança das condições geológicas). Como ilustrado neste esquema, as diferentes províncias fisiográficas são limitadas pelas rupturas de inclinação da superfície de deposição: (i) A planície aluvial (não representada neste esquema) é limitada a jusante pela ruptura da linha de baía, que separa os depósitos fluviais (a montante) dos depósitos flúvio / costeiros (influenciados pelas variações relativas do nível do mar) ; (ii) A planície costeira é limitada entre a ruptura da linha de baía e a ruptura da linha da costa ; (iii) A plataforma continental, limitada entre a ruptura da linha da costa e a ruptura do rebordo continental, tem uma largura média de 75 km, uma inclinação média de 0,1° (mais ou menos, 1,7 m/km) e uma lâmina de água media de 130 metros ; (iv) Talude continental superior, limitado entre a ruptura do rebordo continental e a ruptura do talude inferior, tem uma largura que pode varia entre 20 e 100 km e uma inclinação média de 4° (mais ou menos, 70 m/km) ; (v) Talude continental inferior, limitado entre a ruptura do talude continental inferior e a ruptura da planície abissal, tem uma largura que pode varia entre alguns metros e mais de 600 km e uma inclinação média entre 1 e 10 m /km e (vi) Planície abissal, limitada a montante pela ruptura da planície abissal, tem, em geral uma lâmina de água superior a 4 000 metros e uma inclinação inferior a 1m/km. É importante não esquecer que os continentes representam 29,2 % (148,1 x106 km2) da Terra e a água, sob todas as sua formas representa 70,8 % (362 x10^6 km^2) da Terra. A plataforma representa 5,3 % (27,1 x10^6 km^2) da Terra, o talude continental 5,6 % (28,7 x10^6 km^2) e a planície abissal 55,2 % (281,1 x10^6 km^2). Muita da água da Terra é ou salgada ou inacessível ao Homem. Unicamente 3% é doce e, da qual, unicamente 32% não é gelada (água subterrânea cerca de 30 % e água de superfície cerca de 2%). A distribuição da água na Terra é a seguinte: (i) Oceanos, 1350 x 1015 m3 (97,3 % da água total) ; (ii) Criosfera, 29 x 10^15 m^3 (2,1 %) ; (iii) Subterrânea, 8,4 x 10^15 m^3 (0.6 %) ; (iv) Lagos e Rios, 0,2 x 10^15 m^3 (0.01 %) ; (v) Atmosfera, 0,013 x 10^15 m^3 (0,001 %) and (vi) Biosfera, 0,0006 x 10^15 m^3 (4 x 10-5 %).

Flecha do Tempo................................................................................................................................................................................................................Arrow of Time

Flèche du temps / Flecha de tiempo / Zeitpfeil / 时间箭头 / Ось вре́мени / Freccia del tempo /

Sentido particular do tempo dado pelo aumento da entropia. À medida que o tempo passa, a segunda lei da termodinâmica diz, que a entropia de um sistema, isolado, aumenta quando há consumo de energia exterior ao sistema.

Ver: « Tempo Geológico »
&
« Tempo Relativo »
&
« Sistema (teoria) »

Figura 331 (Flecha do Tempo) - Os cientistas e filósofos têm tentado desde à muito tempo entender a natureza do tempo. As leis da física não têm uma direção preferida para o tempo, a menos que levemos em conta os conceitos da cosmologia quântica (*). O tempo é na realidade uma parte integral do Universo e o conceito linear de tempo está ligado ao conceito da segunda Lei da Termodinâmica (**) que estabelece as condições para que as transformações termodinâmicas possam ocorrer. Sem o tempo como uma propriedade real do Universo, a segunda lei da termodinâmica não teria sentido. Nas ciências da natureza, a expressão flecha do tempo foi utilizada pela primeira vez em 1927 por Sir Arthur Eddington para, basicamente, dizer que o tempo flui em apenas uma direção, ao contrário das dimensões do espaço que não têm orientação preferencial e para sublinhar que direcção do tempo pode ser determinada pelo estudo da organização de átomos, moléculas, e corpos. No século XX os físicos ficaram chocados ao descobrir que a flecha do tempo não pode ser derivada a partir das leis da física, uma vez que estas parecem ser perfeitamente simétricas, uma vez que para cada solução do tempo t, parece haver uma solução, igualmente, válida para -t (excepto em certas situações que invocam a força fraca, cujo cenário a simetria é mais complexa, envolvendo outras entidades como carga, paridade e tempo). À primeira vista isto nos pareceu muito estranho, mas depois de alguns anos de reflexão, a maioria dos físicos concorda, actualmente, que é, perfeitamente, possível que existam leis simétricas que dão origem a fenómenos assimétricos. Os físicos identificaram uma coleção de tais fenómenos assimétricos que representam as “flechas do tempo”. Há várias flechas do tempo : (i) A flecha do tempo da mecânica quântica, na qual a direcção preferida do tempo é determinada pela decoerência quântica ; (ii) A flecha gravitacional, na qual a direção preferida está determinada pelo colapso gravitacional (colapso para dentro de um corpo estelar, devido ao efeito de sua própria gravidade para formar um buraco negro) ; (iii) A flecha do tempo da termodinâmica, na qual a entropia, que caracteriza o grau de desorganização ou a falta de informação de um sistema, sempre cresce num sistema fechado, etc. Esta última é, certamente, a que mais nos interessa, embora em alguns sistemas individuais isolados se possam escolher condições que invertem a flecha do tempo. Do ponto de vista de um observador macroscópico, a entropia, traduz de maneira, mais ou menos, típica, o estado microscópico do sistema. Ela tende a aumentar, porque há muitas mais maneiras de ter uma entropia alta do que uma entropia baixa. Como ilustrado nesta figura, se considerarmos uma caixa de gás, na qual as moléculas (por algum meio) estão todas juntas no meio da caixa, a entropia é em configuração baixa. Deixando evoluir o sistema, as moléculas vão movimentar-se, colidindo umas com as outras e com as paredes da caixa, acabando (com esmagadora probabilidade) numa configuração de muito maior entropia (ou desordem se quiserem). É fácil convencemos-nos de que existem algumas configurações a partir das quais a entropia seria, espontaneamente, mais pequena. Imaginemos o estado da caixa de gás em qualquer momento, depois que ela já tivesse uma entropia alta, e consideremos um estado em que todas as moléculas têm, exactamente, as mesmas posições, mas com velocidades inversas. Teoricamente, o movimento das moléculas iria reproduzir, precisamente, o caminho inverso que elas realizam desde o estado anterior de entropia baixa. Um observador externo ao sistema, observaria que a entropia diminuiria espontaneamente. Todavia, todos sabemos que num tal processo haveria que realizar-se muito trabalho para inverter, de maneira precisa, todas essas velocidades, e dessa maneira um tal processo aumentaria a entropia do resto do mundo, de maneira a satisfazer a Segunda Lei da Termodinâmica. Certos cientistas (E. Klein, 2009), diferenciam claramente a flecha do tempo e o curso do tempo. O curso do tempo implica casualidade, uma vez que o tempo passa num único sentido sem nunca fazer marcha atrás. A flecha do tempo pressupõe a existência de um curso do tempo bem estabelecido no qual certos fenómenos são eles mesmo temporalmente orientados, ou seja irreversíveis (impossível de anular os efeitos que eles produziram).

(*) Teoria que procura estudar estudar o efeito da mecânica quântica nos primeiros momentos do universo depois do Big Bang, que não obstante muitos esforços, contínua a ser ramo muito especulativo da gravidade quântica. O Big Bang / Big Crunch é substituído por um salto quântico eliminando assim as singularidades.

(**) A quantidade de entropia de qualquer sistema isolado termodinamicamente tende a incrementar-se com o tempo, até alcançar um valor máximo, ou por outras palavras, quando uma parte de um sistema fechado interage com outra parte, a energia tende a dividir-se por igual, até que o sistema alcance um equilíbrio térmico.

Fliche..................................................................................................................................................................................................................................................................................................Flysch

Flysche / Flish / Flysch / 理石（滑瓷） / Флиш (тонкослоистые песчано-глинистые отложения) / Flysch (china scivolosa) /

Formação geológica composta, principalmente, por arenitos e rochas argilosas que se estende desde o SO da Suíça, para Este, ao longo da zona norte dos Alpes, até à bacia geográfica de Viena (Áustria) e que pode ser seguida ao longo do flanco norte dos Cárpatos até a península Balcânica, mas que não tem sempre a mesma idade. O fliche está, também, representado nos Pirinéus, Apeninos, Cáucaso e Ásia, etc. Depósitos semelhantes ao fliche encontram-se também nos Himalaias.

Ver: « Corrente de Turbidez »
&
« Turbiditos »
&
« Cone Submarino da Bacia »

Figura 332 (Fliche) - Um fliche é uma formação geológica constituída por uma repetição monótona de camadas de espessura métricas a decamétrica começando cada camada por material grosseiro e terminando por níveis de grão fino. Normalmente, um fliche é constituída por camadas alternadas de arenito com uma base muito nítida base passando, para cima, a argilitos. Os fliches são induzidos por avalanches submarinas de lama e areia provenientes de depósitos superficiais. Cada camada corresponde a uma avalanche (corrente de turbidez), que vai, mais ou menos, longe sobre fundo do mar de pequena inclinação é pequena e se decanta, originado assim depósitos estrato e granodecrescente para cima. Por isso, se diz actualmente que eles correspondem a turbiditos. Oa fliches não têm a mesma idade em cada lugar e são conhecidos em toda as épocas geológicas. Nos Alpes, durante muito tempo os geocientistas pensaram que ele correspondiam sedimentos Terciários (o que é verdade para as regiões ultraperiféricas). Na parte Oeste da Suíça, a parte mais antiga é de idade Eocénico, mas a maioria é de idade Oligocénico. Na bacia de Viena e Cárpatos, existe um fliche de idade Cretácico Inicial. Em certas áreas, é possível que este tipo de depósito tenha começado a formar-se desde o Jurássico e que tenha durado até ao fim do Terciário. A escassez de fósseis torna o fliche difícil de correlacionar com outras formações. O fliche corresponde a um conjunto de rochas sedimentares depositadas nas partes profundas das bacias de antepaís em associação com a primeira fase de um orógeno. Assim, o fliche é um depósito sinorogénico, que se deposita ao mesmo tempo que se constrói uma cadeia de montanhas. Com a evolução do orógeno, a bacia de antepaís torna-se menos profunda e depósitos molássicos (formações de tipo conglomerático de rochas sedimentares detríticas de origem pós-orogénica que se acumulam nas periféricas de uma cadeia de montanhas) depositam-se por cima do fliche.. Os estudos estratigráficos permitiram uma melhor compreensão da deposição do fliche. Pode dizer-se que os fliches são, na realidade, evidências da instabilidade dos fundo dos mares pouco profundos de uma depressão submarina acentuada, que é a situação predominante quando uma cadeia de montanhas começa sua ressurreição a partir dos fundo oceânicos profundos. Como ilustrado nesta figura (*), o fliche é uma sobreposição de lóbulos turbidíticos depositados na planície abissal. Todavia, estes lóbulos podem desenvolver-se quer em condições geológicas de nível baixo (modelo de P. Vail) ou durante períodos geológicos de nível alto do mar (modelo de E. Mutti). No primeiro caso, quando o nível do mar relativo (**) desce e fica mais baixo do que o rebordo da bacia, mesmo o limite superior do talude continental pode ser exumado. Assim, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo continental. Os sedimentos quando chegam ao mar encontram-se sobre o talude continental. Em tais condições, eles podem, facilmente, iniciar correntes de gravidade que os transportam ao longo do talude continental, para as partes profundas da bacia (planície abissal), onde eles são depositados sob a forma de cones turbidíticos, desde que as correntes começam a desacelerar e perder competência de transporte. No segundo caso, E. Mutti admite que muitos depósitos turbidíticos podem, igualmente, depositar-se, durante condições geológicas de nível alto, quer em associação com as cheias dos rios, rupturas do rebordo da bacia ou com deslizamentos no talude continental. Ambos os modelos admitem, mas por razões diferentes, dois tipos de lóbulos. Vail considera os cones submarinos de bacia, que se depositam durante a descida relativa do nível do mar, e os cones submarinos de talude, que se depositam desde que o nível do mar começa a subir. Mutti considera os turbiditos tipo I, quando a carga das correntes turbidíticas é muito grande e turbiditos tipo II quando a carga das correntes é mais pequena.

(*) Navegando ao longo da Costa Basca, de Zumaia Mutriku, passando por Deba, pode descobrir-se as espetaculares falésias cuja idade é de mais de 60 milhões de anos.

(**) Não esqueça que há dois tipos de nível do mar: (i) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e (ii) Nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático ou absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento).

Fluxo ou Escoamento Detrítico...................................................................................................................................................Detrital Flow

Débit ou Flux détritique / Flujo detrítico / Detritische Fluss / 碎流 / Обломочный поток / Flusso detritico /

Quando o fluido tem grande quantidade de material fino em suspensão, o qual serve de suporte ao transporte em suspensão de alguns elementos maiores.

Ver: « Corrente turbidítica»

Fluxo ou Escoamento Granular...........................................................................................................................................Granular Flow

Débit ou Flux granular / Flujo granular / Körniger Durchfluss / 颗粒流 / Гранулированный поток / Flusso granulare /

Quando a dispersão dos materiais e a manutenção destes em suspensão é promovida pela colisão entre as partículas.

Ver: « Corrente turbidítica»

Fluxo ou Escoamento Liquidificado.........................................................................................................................Liquified Flow

Flux liquifié / Flujo licuado / Verflüssigte Strömung / 液化流 / Сжиженный поток / Flusso liquefatto /

Quando a dispersão dos materiais e a manutenção destes em suspensão é promovida pela colisão entre as partículas.

Ver: « Corrente turbidítica»

Fluxo ou Escoamento Turbidítico................................................................................................................................Turbiditic Flow

Débit ou Flux turbiditique / Flujo granular / Turbidit-Strömung / 浊度流 / поток турбидитовых / Flusso torbiditici /

Misturas turbulentas de água e sedimentos variados que, no conjunto, correspondem a um fluido cuja densidade global é maior do que a da água que envolve a corrente.

Ver: « Corrente turbidítica»

Foraminífero......................................................................................................................................................................................................................................Foraminifera

Foraminifère / Foraminífero / Foraminiferen / 有孔蟲門 / Фораминиферы / Foraminiferi /

Membro de um grande grupo de protistas com pseudópodos reticulados (finas projeções de citoplasma que se ramificam e se fundem formando uma rede dinâmica), chamado de filo Foraminifera. Todos os foraminíferos possuem uma teca ou concha, que pode conter uma ou mais câmaras (unilocular ou multilocular, respectivamente) sendo todas ligadas por uma pequena abertura chamada forâmen.

Ver: « Biostratigrafia»

Força de Coriolis (giros)..........................................................................................................................................................................................Coriolis Force

Force de Coriolis / Fuerza de Coriolis / Coriolis-Kraft / 地球自转偏向力 / Кориолисова сила / Forza di Coriolis /

Força que causa, nos oceanos, o movimento da água para a direita (no hemisfério Norte) em torno dos amontoados de água. Estes fluxos de água são chamados giros. O giro do Norte Atlântico é separado em quatro distintas correntes: (A) Corrente Norte Equatorial ; (B) Corrente do Golfo, (C) Corrente Norte Atlântica e (D) Corrente das Canárias. Os amontoados de água onde se formam os giros são formados pelo deslocamento, para o interior, da água devido ao transporte de Eckman.

Ver: « Corrente turbidítica»

Formação (geológica)..........................................................................................................................................................................................................................Formation

Formation (géologique) / Formación (geológica) / Formation (Geologie) / 组 / Геологическая формация (свита пластов) / Formazione (stratigrafia) /

Unidade geológica fundamental da litostratigrafia que pode ser cartografada. Uma formação geológica pode ter outros limites que as discordâncias. A superfície da base das progradações que limita, superiormente, o intervalo transgressivo de um ciclo sequência é, por vezes, um limite de formação (“time transgressive boundary” dos geocientistas de língua inglesa). As formações recebem nomes que, por vezes, são tirados de nomes geográficos, em regra onde elas se encontram de forma mais evidente.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Secção Geológica »
&
« Cortejo Sedimentar »

Figura 333 (Formação, geológica) - Uma formação geológica ou simplesmente formação é a unidade fundamental da litostratigrafia. Uma formação consiste num certo número de estratos que têm uma litologia, fácies ou outras propriedades comparáveis. A espessura das diferentes formações pode, variar muito. O conceito de estratos formalmente definidos é fundamental na estratigrafia. As formações são frequentemente divididas em grupos. O reconhecimento das formações permite aos geocientistas de correlacionar estratos através de grandes distâncias entre afloramentos rochosos. As formações foram descritas, inicialmente, como os marcadores de tempo geológicos com base em idades relativas e na lei de superposição. As formações geológicas podem também ser rochas metamórficas e escoamentos vulcânicos. As rochas intrusivas ígneas, geralmente, não são divididas em formações. As formações são as únicas unidades litostratigráficas nas quais a coluna estratigráfica deve ser, completamente, dividida pela litologia. As formações devem poder ser delineadas à escala do mapeamento geológico praticado na região. As formações geológicas são tipicamente designadas pelo nome da área geográfica em que foram descritas pela primeira vez. Estritamente, as formações não podem ser definidas por qualquer outro critério, que não seja litologia. A formação também é usada, informalmente, para descrever as formas às vezes estranhas que as rochas adquirem através de processos deposicionais. Com o advento da estratigrafia sequencial e do acesso das academias aos dados sísmicos das companhias petrolíferas, a análise das unidades litostratigráficas é cada vez menos utilizada (excepto nos estudo de campo que, praticamente, estão todos, mais ou menos, feitos). A estratigrafia sequencial, que se baseia, fundamentalmente, na análise das unidades cronostratigráficas induzidas, principalmente, pela eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), dá resultados mais satisfatórios e permitem fazer previsões mais, dificilmente, refutáveis do que as feitas a partir da litostratigrafia. Uma unidade litostratigráfica tem sempre mesma litologia, enquanto que, uma unidade cronostratigráfica (mesmo tempo) tem litologias diferentes, uma vez que ao longo da mesma linha cronostratigráfica (superfície de deposição) existem diferentes sistemas de deposição. Nesta fotografia, está ilustrada a formação geológica dos arenitos de Annot, que é formada por conjunto de estratos (areias e rochas argilosas) depositados em água profunda. Os estratos terminam contra um limite de ciclo estratigráfico que correlaciona a montante, claramente, com uma discordância (superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo, que exumou a plataforma continental e a parte superior do talude continental), a qual corresponde a uma superfície definida por biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes e pelos biséis somitais (ou superiores) dos sedimentos subjacentes. Os biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes são marinhos. Eles enfatizam a deposição dos cones submarinos de bacia (CSB) que caracterizam a formação geológica dos arenitos de Annot (*), que se depositaram durante a descida do nível do mar relativo que criou condições geológicas apropriadas à iniciação de correntes turbidíticas que transportaram, ao longo do talude continental, os sedimentos que os rios despejaram sobre o talude continental. Os sedimentos transportados para as partes mais baixas da bacia, depositaram-se desde que as correntes de gravidade desaceleram e perdem muita da capacidade de transporte. Os níveis argilosos entre as areia turbidíticas são, sobretudo, argilitos pelágicos. Os fósseis destes argilitos caracterizam o ambiente profundo de deposição e dão, mais ou menos, a idade das areia turbidíticas, uma vez que estas são constituídas por sedimentados transportados da planície costeira e depositadas de maneira quase instantânea, ao contrário dos argilitos pelágicos cujo tempo de deposição pode ser de milhares de anos.

(*) Estas formações arenosos turbidíticas, actualmente cerca 1000 metros de altitude. com mais de 1000 metros de espessura, depositaram-se antes da translação do bloco Córsega-Sardenha. No Oligocénico Médio, os Alpes formaram-se induzindo o aparecimento do Mediterrâneo. No final da última glaciação, as falésias, fragilizadas pelo derretimento do gelo, liberam grandes blocos que deslizam sobre margas, todavia, com o tempo, a floresta instalou-se estabilizando os blocos de arenito que permanecem mais ou menos, estáveis durante os últimos milénios.

Fossa Abissal..............................................................................................................................................................................................................................Abyssal Trench

Fosse abyssale / Fosa abisal / abyssisch Gräben / 深海海沟 / Глубоководный котлован / Fossa abissale /

Depressão do fundo oceânico, em geral, arqueada, estreita e muita mais profunda do que o oceano adjacente. As fossas oceânicas são induzidas e associadas às zonas de subducção de Benioff ou tipo B e constituem zonas de anomalias gravitacionais negativas. Sinónimo de Fossa Oceânica.

Ver: « Subducção Tipo-B (Benioff) »
&
« Abissal »
&
« Fundo Oceânico »

Figura 334 (Fossa Abissal) - No corte geológico desta figura e, sobretudo, na tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional, que atravessa o offshore Sul e Norte da ilha de Lombok, na Indonésia, a fossa abissal é, perfeitamente, definida (note a localização do detalhe sísmico no corte geológico, na extremidade sul do prisma ou cunha de acreção). No corte geológico regional, a fossa abissal marca a parte superior da zona de subducção (subducção de tipo B, na qual uma placa litosférica oceânica, isto é, uma placa litosférica fria e densa, mergulha sob uma placa continental muito menos densa) da placa Indiana sob a placa do SE Asiático (Indonésia). Em detalhe, a fossa abissal é definida entre a crusta oceânica da placa litosférica descendente e o prisma de acreção da placa cavalgante. Ela é caracterizada por uma grande profundidade de água. No detalhe do autotraço da linha sísmica regional (linha regional CGG n°103), as falhas de cavalgamento visíveis no prisma de acreção sublinham o regime tectónico compressivo (de encurtamento) criado pelo atrito (dissociação ou "decoupling" em inglês) entre as duas placas litosféricas. Este regime tectónico é caracterizado por um σ1 horizontal (eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos), σ2 horizontal e paralelo à direcção da fossa abissal e σ3 vertical. Uma parte dos sedimentos pelágicos depositados sobre a crusta oceânica é engolida ao longo da zona de subducção. Lembremos que a uma zona de subducção é a área onde duas placas litosféricas (placas tectónicas) convergem. Nas zonas de subducção de tipo A, ou de Benioff, a placa descendente é oceânica, podendo a placa cavalgante ser de natureza continental ou oceânica. No caso de uma subducção de tipo A, ou de Ampferer, ambas as placas são continentais. Quando a crusta oceânica se forma, no rifte da dorsal média oceânica, ela é jovem, quente e de baixa densidade. Todavia, à medida que o alastramento oceânico progride, ela esfria-se, contrai-se e torna-se mais densa, o que facilita o seu afundamento no manto sublitosférico mais quente subjacente. Nas zonas de subducção de tipo A, como as duas placas litosféricas são continentais, isto é, mais ou menos, com a mesma densidade, o afundamento da placa descendente é muito mais difícil, o que provoca um encurtamento importante das placas com a formação de uma cintura de montanha dobradas. Neste corte geológico, o arco vulcânico Neogénico (existem nesta área também arcos vulcânicos de outras idades) é bem visível. Ele separa a bacia de antearco (ou externa ao arco) de idade Pliocénico / Pleistocénico da bacia interna ao arco de idade Neogénico. A sua posição em relação a fossa abissal é dependente da inclinação do plano de subducção. Quando a inclinação do plano de subducção é importante, o arco vulcânico (vulcões activos da placa cavalgante) está, relativamente, próximo da fossa abissal. Ao contrário, quando a inclinação do plano de subducção é pequena, a distância entre o arco vulcânico e a fossa abissal (mais ou menos, estacionária) é muito maior. Ao norte do arco vulcânico, em direcção da crusta continental, desenvolve-se uma bacia interna ao arco de idade Paleocénico, na qual se podem pôr em evidência duas fases tectónico-sedimentares. A primeira é uma fase é de alargamento da crusta continental (fase de “rifting" dois geocientista de língua inglesa), durante a qual a subsidência é diferencial (formação e preenchimento de hemigrabens, por vezes chamados também bacias de tipo rifte). A segunda é uma fase abatimento (fase cratónica ou fase de tigela, de certos geocientistas), com uma subsidência, basicamente, térmica (reequilibro das isotérmica). Como uma bacia interna ao arco (vulcânico) está localizada dentro da megassutura Mesozóico /Cenozóico, durante o período final da sua evolução uma bacia interna ao arco é, mais tarde ou mais cedo, submetida a um regime tectónico compressivo (encurtamento), o que cria importantes inversões tectónicas, nas quais as armadilhas estruturais podem ser interessantes, se a migração dos hidrocarbonetos for pós-inversão.