Fóssil Característico..........................................................................................................................................................................................................Index Fossil

Fossile caractéristique / Fósil característico / Leitfossil / 指準化石 / Руководящие ископаемые / Fossile guida /

Fóssil que identifica e data uma camada, na qual ele é, tipicamente, encontrado. Um fóssil característico deve ter uma larga distribuição espacial, mesmo global e ser restrito a um intervalo estratigráfico pouco espesso e de curta duração. Estes fósseis ajudam os geocientistas a datar outros fósseis encontrados na mesma camada sedimentar. Quando se encontra um fóssil de uma idade desconhecida próximo de um fóssil de uma idade conhecida, pode assumir-se que as duas espécies coabitaram na mesma época. Sinónimo de Fóssil Guia.

Ver: « Idade Relativa »
&
« Fóssil Indíce »
&
« Tempo Geológico »

Figura 335 (Fóssil Característico)- As trilobites foram muito comuns durante a Era Paleozóica, entre 540 e 245 milhões de anos atrás. Metade dos fósseis do Paleozóico são trilobites, as quais se extinguiram durante o período Pérmico Tardio (cerca de 248 milhões de anos atrás). Uma excepção tem que ser tomada em linha de conta, uma vez que as trilobites da ordem Proetida desapareceram no fim do Devónico. A trilobite ilustrada nesta figura é da espécie Asaphiscus wheeleri, que é característica do Câmbrico. Os argilitos de Wheeler formam os famosos afloramentos fossilíferos de idade Câmbrica (mais ou menos 507 Ma) do Oeste Utah (EUA) onde esta espécie se encontra muito bem representada. Organismos com corpo macio também se encontram neste afloramento (como, por exemplo, Naraoia, Wiwaxia e Hallucigenia) com um tipo de conservação (película carbonatada) que, normalmente, se encontra nos famosos argilitos de Burgess (uma dos mais célebres afloramentos fossilíferos, que é famoso pela preservação excepcional dos fósseis do Câmbrico Médio). Juntamente com a formação Marium e a formação Weeks (inferior), os argilitos de Wheeler formam um afloramento de rochas argilosas e calcários de cerca de 600 metros, o qual constitui um dos mais espessos e fossilíferos afloramentos do Câmbrico Médio dos EUA. Entre outros fósseis característicos podem citar-se: (i) Inoceramus labiatus (Inoceramos do Cretácico), fóssil guia ou característico par o Turoniano Inicial ; (ii) Tetragraptus fructicosus (Trilobite do Ordovícico) ; (iii) Leptodus americanus (Cefalópode do Pérmico) ; (iv) Cacotocrinus multibrachiattus (Parafusilina do Mississipiano) ; (v) Hexamoceras hertzei (Amonite do Silúrico) ; (vi) Viviparus Glacialis (Molusco do Pleistocénico Inicial), etc. Note que em Paleontologia (ciência que estuda a vida do passado da Terra e o seu desenvolvimento ao longo do tempo geológico, bem como os processos de integração da informação biológica no registro geológico, isto é, a formação dos fósseis) cada espécie fóssil (nenhuma definição satisfaz a todos os geocientistas, todavia eles sabem, vagamente, o que eles querem dizer quando falam de uma espécie) tem um período de existência próprio. Normalmente, não é possível determinar a idade exacta de um intervalo sedimentar, como a de um ciclo sequência, com um único fóssil. É necessário estudar uma associação de fósseis (uma tafocenose). Efectivamente, uma determinação, mais ou menos, exacta da posição de um intervalo sedimentar na escala estratigráfica, na base dos seus fósseis, pode ser feita pelo estudo da sua tafocenose, procurando o nível compatível com a ocorrência conjunta de todas as espécies presentes, isto é, com uma biozona (unidade de base que corresponde a um conjunto de estratos que se distinguem pela presença de uma espécie ou um conjunto de fósseis característicos. Como ilustrado nesta figura, as trilobites viveram num período de tempo que é muito diferente do das amonites e belemenites. As amonites são moluscos com uma concha particionada que pode ter tamanhos e formas diferentes. A maior parte das conchas tem a forma de um chifre de carneiro semelhante aos chifres que adornam a representação do deus Jupiter Ammon (divindade greco-egípcia que combina as características do deus egípcio Amon e o deus grego Zeus) e daí o seu nome (http://sef.xena.ad/lcf/brian/ammonites /ammonites.htm). As belemenites são cefalópodes (como as lulas e os polvos), que viveram no Jurássico e Cretácico. Os fósseis de belemenites inteiras são extremamente raros, uma vez que as partes moles fossilizam muito mal. Todavia, fósseis da parte dura, ou seja, do rosto ("dedo do diabo" ou "bala de fuzil”), que representa cerca de 1/5 do tamanho do animal e que pode atingir 30 cm de comprimento, encontram-se facilmente (http://science-nature.e-monsite.com/pages/quelques-fossiles.html). Durante sua evolução as amonites, que têm tentáculos como polvos e se parecem com as lulas, sofreram transformações que permitem datar ambientes marinhos. As amonites viveram na era Mesozóica, elas apareceram há cerca de 380 milhões anos (devónico) e desapareceram com os dinossauros do Cretácico (há mais de 68 milhões de anos). Assim quando um geocientista encontra no campo um fóssil de uma trilobite, ele considera que a rocha se depositou no Paleozóico, uma vez que não há trilobites depois do fim do Paleozóico. Se um geocientista encontra uma rocha com um rosto de uma belemenite, ele considera que a rocha se depositou no Mesozóico e muito provavelmente no Cretácico ou no Jurássico. Da mesma maneira se ele encontra uma rocha com um fóssil de um amonite, imediatamente ele exclui que a rocha se tenha depositado no Terciário, uma vez que não houve amonites depois do Mesozóico. As trilobites foram muito comuns durante a Era Paleozóica, entre 540 e 245 milhões de anos atrás. Metade dos fósseis do Paleozóico são trilobites, as quais se extinguiram durante o período Pérmico Tardio (cerca de 248 milhões de anos atrás). Uma excepção tem que ser tomada em linha de conta, uma vez que as trilobites da ordem Proetida desapareceram no fim do Devónico. A trilobite ilustrada nesta figura é da espécie Asaphiscus wheeleri, que é característica do Câmbrico. Os argilitos de Wheeler formam os famosos afloramentos fossilíferos de idade Câmbrica (mais ou menos 507 Ma) do oeste Utah (EUA) onde esta espécie se encontra muito bem representada. Organismos com corpo macio também se encontram neste afloramento (como por exemplo, Naraoia, Wiwaxia e Hallucigenia) com um tipo de conservação (película carbonatada) que, normalmente, se encontra nos famosos argilitos de Burgess (uma dos mais celebres afloramentos fossilíferos, que é famoso pela preservação excepcional dos fósseis do Câmbrico Médio). Juntamente com a formação Marium e a formação Weeks (inferior), os argilitos de Wheeler formam um afloramento de rochas argilosas e calcários de cerca de 600 metros, o qual constitui um dos mais espessos e fossilíferos afloramentos do Câmbrico Médio dos EUA. Entre outros fósseis característicos podem citar-se : (i) Inoceramus labiatus (Inoceramos do Cretácico) ; (ii) Tetragraptus fructicosus (Trilobite do Ordovícico) ; (iii) Leptodus americanus (Cefalópode do Pérmico) ; (iv) Cacotocrinus multibrachiattus (Parafusilina do Missisipiano) ; (v) Hexamoceras hertzei (Ammonite do Silúrico) ; (vi) Viviparus Glacialis (Molusco do Pleistocénico Inicial), etc.

Fóssil Geoquímico (biomarcador).............................................................................................................................................Geochemical Fossil

Fossile géochimique / Fósil geoquímico / Geochemische Fossilen / 地球化学化石 / Геохимическое ископаемое / Fossile geochimica /

Substancia utilizada como um indicador de um estado biológico. Um fóssil geoquímico, também conhecido como biomarcador, pode ser qualquer tipo de molécula que indica a existência actual ou no passado geológico de organismos vivos. Os fósseis geoquímicos são muito utilizados na compreensão da geração do petróleo.

Ver : « Estratigrafia Isotópica »
&
« Correlação »
&
« Fóssil Indíce »

Figura 336 (Fóssil Geoquímico, biomarcador) - O termo fóssil químico foi utilizado pela primeira vez por G. Eglinton (1976 - Chemical fossils: a combined organic geochemical and environmental approach. Pure Appl. Chem., 34: 611-631), para designar os compostos orgânicos que resistem a destruição parcial das suas estruturas originais pelo processos biogeoquímicos, uma vez que devido a eficiência da remineralização da matéria orgânica, poucas moléculas conservam sua estrutura inteira intacta ou mesmo seu esqueleto carbônico original. Após o trabalho pioneiro de A. E.Treibs com as porfirinas (Treibs, A.E. (1936). “Chlorophyll - und Häminderivate in organischen Mineralstoffen". Angew. Chem. 49: 682–686. doi:10.1002/ange.19360493803) com as porfirinas, a identificação de novos marcadores foi possível graças à cromatografia em fase gasosa devido à separação de misturas complexas de compostos orgânicos em matrizes naturais. Mais tarde, o acoplamento da cromatografia de gás à espectrometria de massa, facilitou identificação de inúmeros novos marcadores moleculares (https://static.danilorvieira.com/ disciplinas/iof0254/aula7.ppt). Uma vez alcançadas as condições requisitadas, os petróleos são expulsos das rochas geradoras (rochas-mãe) e deslocam-se até as armadilhas aonde se vão alojar. Na sua migração, durante e após armazenamento, os petróleos podem sofrer alterações (processos secundários) que mudam as suas características e afectam sua qualidade comercial. Em certas bacias, constata-se a existência de processos de biodegradação (processo de decomposição de materiais, sobretudo de origem orgânica, pela acção de seres vivos) em subsuperfície, produzindo uma forte degradação da qualidade dos petróleos. Uma biodegradação severa afecta, também, os principais indicadores de origem e evolução térmica de petróleos, isto é, dos biomarcadores (*). Os hidrocarbonetos biogénicos, ou seja, os hidrocarbonetos os naturais, apresentam predominância de parafinas com número par de átomos de carbonos no seu esqueleto. Os hidrocarbonetos de petróleo, ou seja de origem antropogénica, apresentam uma distribuição equitativa de hidrocarbonetos de número par e impar de carbonos. O estudo de petróleos não biodegradados, pertencentes a diferentes jazidas petrolíferas de uma determinada bacia, com o objectivo de identificar: (i) A origem ; (ii) A evolução térmica e (iii) As correlações dos óleos amostrados, permitiu de considerar três famílias. Dentre essas famílias, existe uma família de petróleos originados a partir de matéria orgânica tipo II (matéria orgânica depositada num ambiente marinho restrito anóxico de elevada salinidade). Esta família engloba a maioria dos petróleos com baixos valores de densidade API entre 10 e 25° (escala hidrométrica, medida em graus, criada pelo American Petroleum Institute utilizada para medir a densidade relativa de óleos e derivados), além de altos conteúdos de enxofre (entre 1,68 % e 7,44%). Por outro lado, a relação Pr / Ft (Pristânio, C19H4o / Fitânio, C20H42) inferior a 1,5 e um predomínio de esteranos (moléculas complexas procedente de um hidrocarboneto policíclico) C27 sobre C28 e C29 sugerem uma matéria orgânica do tipo algar, depositada num ambiente redutor. Os valores da composição isotópica do carbono da maioria dos petróleos são geralmente >-27%, apresentando baixos conteúdos em terpanos tricíclicos e diasteranos, médias proporções relativas de hopanos em C29 (H29/H30 geralmente entre 0,5 e 1,0) e altas proporções de C35 homopanos (H35/H34 em geral entre 0,9 e 1,4). O índice de gamacerano (relação gamacerano/hopano C30), está quase sempre < 0,5, sendo considerados valores medianos, embora eles sejam os mais altos dentre os petróleos desta bacia. A maioria dos petróleos desta família estão em condições de baixa evolução térmica. A relação Pristânio / Fitânio (Pr / Ft) é um dos parâmetros geoquímicos mais utilizados e tem sido usado como um indicador do ambiente de deposição. Ten Haven et al., 1987 (Nature, 330, pp.641-643) salientou que um alto Pr / Ft (> 3,0) indica um material terrígeno sob condições aeróbicas (com oxigénio) e um baixo Pr / Ft (<0,8) indica ambientes anóxico (sem oxigénio) / hipersalinos ou ambientes carbonatados. O óleo do campos de Ashrafi (Golfo de Suez, Egipto), por exemplo, é caracterizado por rácios Pr/Ft de 0,16 e valores cerosos de 0,68. A distribuição de n-alcanos / isoprenóides e rácios Pr (Pristânio) / Ft (Fitânio) elevado sugerem que os óleos foram derivados de uma rocha-mãe com uma contribuição terrestre significativa, depositados em paleoambiente aeróbico.Uma vez alcançadas as condições requisitadas, os petróleos são expulsos das rochas geradoras e se movimentam até as armadilhas aonde se vão alojar. Na sua migração, durante e após armazenamento, estes petróleos podem sofrer alterações (processos secundários) que mudam as suas características e afectam sua qualidade comercial. Em certas bacias, constata-se a existência de processos de biodegradação severa em subsuperfície, produzindo uma forte degradação da qualidade dos petróleos. Uma biodegradação severa afecta, também, os principais indicadores de origem e evolução térmica de petróleos, isto é, os biomarcadores. O estudo de petróleos não biodegradados pertencentes a diferentes jazidas petrolíferas de ume determinada bacia com o objectivo de identificar a origem, evolução térmica e correlações dos óleos amostrados permitiu de considerar três famílias, entre as quais uma família de petróleos originados a partir de matéria orgânica tipo II, depositada num ambiente marinho restrito anóxico de elevada salinidade. Esta família engloba a maioria dos petróleos com baixos valores de densidade API (entre 10 e 25°), além de altos conteúdos de enxofre, entre 1,68 e 7,44%. Em todos os óleos, a relação Pr / Ft é inferior a 1,5 e com predomínio de esteranos C_27 sobre C_28 e C_29. Estes resultados indicam origem de matéria orgânica do tipo algal, depositada em um ambiente redutor. Os valores da composição isotópica do carbono da maioria dos petróleos são geralmente >-27%, apresentando baixos conteúdos em terpanos tricíclicos e diasteranos, médias proporções relativas de hopanos em C_29 (H_29/H_30 geralmente entre 0,5 e 1,0) e altas proporções de C_35 homopanos (H35/H34 em geral entre 0,9 e 1,4). O índice de gamacerano (relação gamacerano/hopano C_30), está quase sempre abaixo de 0,5, sendo considerados valores medianos, embora eles sejam os mais altos dentre os petróleos desta bacia. A maioria dos petróleos desta família estão em condições de baixa evolução térmica.

(*) Um biomarcador pode ser qualquer tipo de molécula indicando a existência, passada ou presente, de organismos vivos. Na geologia e astrobiologia, a relações biomarcadores versus geomarcadores são conhecidos como bioassinaturas. O termo biomarcador é também utilizado para descrever o envolvimento biológico na geração de petróleo.

Fóssil Indíce...............................................................................................................................................................................................................................................Index Fossil

Fossile indice/ Fósil índice / Index fossil / 指数化石/ Индекс ископаемых/ Fossile index /

Fóssil que têm o seu surgimento no início de um período geológico e a sua extinção ao final do mesmo período. Permitem aos geocientistas de datar as rochas nos quais se encontram. Por vezes sinónimo de Fóssil Característico.

Ver : «Coral»

Frente de Delta...................................................................................................................................................................................................................................Delta Front

Front du delta / Frente del delta / Deltafront, Deltavorder / 三角洲前缘 / Передняя часть дельты / Parte anteriore del delta /

Zona a jusante da foz de um rio, onde a barra de desembocadura (foz do canal distribuidor) é depositada. A frente de delta representa a área onde o material sedimentar mais grosseiro (em geral areia) é depositado. A frente de delta é mobilizada pelas ondas do mar, correntes litorais, etc. De maneira mais geral, a frente de delta designa a área a jusante da linha de uma costa deltaica.

Ver: « Delta »
&
« Prodelta »
&
« Camada Superior (de um delta)»

Figura 337 (Frente de Delta) - Esta fotografia ilustra os intervalos de arenito de uma frente de delta, que se depositaram durante o Cretácico na bacia do Novo México (EUA). Na estratigrafia sequencial, um delta pode ser considerado como um paraciclo sequência, isto é, como uma associação lateral de sistemas de deposição (litologia com uma fauna associada). Um encadeamento lateral de sistemas de depósito contemporâneos forma um cortejo sedimentar. Um cortejos sedimentar corresponde, em geral, a uma paraciclo sequência, limitado entre duas superfícies de inundação. Os sistemas deposição são usados para subdividir, correlacionar e mapear as rochas síncronas (que se depositam ao mesmo tempo) e que são, geneticamente, relacionadas, o que quer dizer, que se um sistema de deposição de um cortejo sedimentar não se deposita, os outros sistemas, geralmente, também, não se depositam. Uma sobreposição vertical e progradante de paraciclos-sequência forma um subgrupo de cortejo sedimentar, que ele seja de nível alto, como, por exemplo o intervalo transgressivo (IT) ou de nível baixo, como, por exemplo, o prisma de nível baixo (PNB). Um delta, na estratigrafia sequencial corresponde a um paraciclo sequência, depositado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois da ingressão marinha (paraciclo eustático) que criou o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Num delta, de montante para jusante, isto é, em direcção ao mar, quatro sistemas de deposição (conjunto de uma litologia e fauna associada, que, em geral, é característica) são, quase sempre sempre visíveis: (i) Siltitos de planície deltaica ; (ii) Areais de frente de delta e (iii) Argilitos de prodelta e (iv) Argilitos ou areias da base do delta (*). Em termos de comportamento estrutural prístino ou original, os estratos da planície deltaica e de frente de delta depositam-se, praticamente, horizontais (a inclinação dos estratos da frente do delta ilustrado nesta figura é, em grande parte, de origem tectónica e não deposicional). Os estratos do prodelta se depositam com uma inclinação, bem marcada, em direcção do mar, enquanto que os argilitos ou as areias da base do delta são, mais ou menos, sub-horizontais A frente de delta corresponde, mais ou menos, à ruptura de inclinação da superfície de deposição entre a planície deltaica e o prodelta. As camadas inclinadas do prodelta podem prolongam-se na plataforma continental de maneira, mais ou menos, horizontal formando o que certos geocientistas chamam as camadas inferiores de um delta, em oposição às camadas superiores que estão a montante do prodelta. Em certos casos, quando o ângulo de inclinação dos estratos do prodelta ultrapassa o ângulo crítico (ângulo de estabilidade do prodelta), lóbulos sub-horizontais de origem turbidítica (turbiditos proximais) podem depositar-se na base das progradações do prodelta. Embora os deltas sejam mais frequentes nos paraciclos sequência dos cortejos sedimentares de nível alto (prisma de nível alto, sobretudo), eles podem, igualmente, depositar-se em condições de nível baixo, no prisma de nível baixo (PNB). Na confunda delta e edifício deltaico. Um delta (paraciclo sequência que, por vezes, corresponde a um único cortejo sedimentar) tem em geral uma espessura inferior a 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma sobreposição de deltas que podem pertencem ao um subgrupo de cortejos sedimentares de um ciclo sequência ou de ciclos sequência diferentes, pode atingir espessuras de vários quilómetros. Assim, não diga delta do Niger (que não existe), mas sim edifício deltaico do Niger. Por outro lado, não esqueça, que: (a) Em condições, normais um delta não se deposita durante uma subida do nível do mar relativo, como muitos pensam, mas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue a ingressão marinha, criadora do espaço disponível, antes que uma nova subida do nível do mar relativo ocorra, (b) O nível do mar relativo, é o nível do mar local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite). O nível do mar absoluto ou eustático 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).

(*) Quando há areias na base do delta, isto é, nas camadas inferiores de um delta, elas são, certamente, turbiditos proximais induzidos por correntes de gravidade iniciadas por rupturas ou deslizamentos da frente de delta.

Fundo do Mar........................................................................................................................................................................................................................................Sea Floor

Fond de la mer / Relieve oceánico, Fondo de mar / Ozeanboden / 海床 / Дно моря / Fondali marini /

Assoalho do oceano ou base do oceano. Função da profundidade da água, três regiões principais podem ser consideradas: (i) Nerítica, sublitoral ou áctica ; (ii) Batial e (iii) Abissal. Estas regiões correspondem, grosseiramente aos três grandes ambientes de deposição: (a) Plataforma continental ; (b) Talude continental e (c) Planície abissal. Na base do talude continental, os deslizamentos e depósitos de sedimentos turbidíticos, induzem a formação do sopé continental.

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Talude Continental »
&
« Planície Abissal »

Figura 339 (Fundo do Mar) - O fundo oceânico inclui as diversas formas de relevo existentes nas regiões da crusta terrestre que se encontram cobertas pelos oceanos: (i) Plataforma continental, ou seja, a porção do fundo dos oceanos que chega, em média, a 200 metros de profundidade e uma largura variável e que é recoberta por sedimentos de origem continental trazidos pelos rios, ventos, enxurradas e glaciares, o que implica a existência de grandes concentrações de recursos minerais : (ii) Talude ou vertente continental, que corresponde à porção intermediária recoberta por sedimentos ; (iii) Planície abissal, que é a região profunda e, mais ou menos, planas dos oceanos ; (iv) Fossa oceânica que é uma depressão abissal criada pelas zonas de subducção de tipo B ou Benioff e (v) Dorsal media oceânica, que corresponde a uma cadeia de montanhas submarinas que se estendem pelo fundo oceânico (https://pt.wikipedia.org/wiki/Relevo_oceânico). O fundo do mar era um lugar desconhecido até à bem pouco tempo. Mas é no fundo dos oceanos que as placas oceânicas “crescem”, destroem-se e onde existem as maiores cadeias montanhosas do mundo. É importante conhecer o relevo oceânico para se poder compreender a dinâmica do planeta, ou seja a formação e a destruição de placas litosféricas e a formação de ilhas. O relevo oceânico está em constante transformação e movimentação. É considerado relevo oceânico a parte da crosta que está submersa pelos oceanos e é denominada de crosta oceânica. Esta imagem ilustra o fundo do mar de um sector do talude continental do Golfo do México (EUA). Basicamente, ela sublinha as mudanças de inclinação do fundo do mar, o que dá indicações importantes sobre a morfologia das correntes de turbidez recentes. De maneira, mais ou menos, regular, mas não periódica, correntes turbidíticas ou de turbidez escoam-se ao longo do talude continental e transportam os sedimentos para as partes mais profundas, onde eles se depositam, dentro dos ciclos sequência, subgrupos de cortejos sedimentares de nível baixo, quer sob a forma de cones submarinos de bacia (CSB) ou de cones submarinos de talude (CST). Os cones submarinos do talude (CST) são, em geral, formados por diques marginais naturais (depósitos de transbordo com estruturas de "asas de gaivota” em voo de P. Vail) e preenchimentos das depressões entre eles ou de canais turbidíticos (no caso de uma erosão evidente). Os cones submarinos de bacia são, geralmente, formados por lóbulos arenosos, mais ou menos, importantes. Uma observação atentiva dos padrões das correntes de turbidez (ziguezagues indicados pela flecha), nesta figura, mostra, de maneira evidente, que o trajecto das correntes vertente abaixo do talude continental não é rectilíneo mas meândrico. Contudo, e ao contrário do que se passa com o escoamento de um rio, uma corrente de turbidez escoa-se dentro de um corpo de água e não à superfície da terra. Assim, uma geometria do escoamento curvilínea explica-se de uma maneira muito diferente: (i) Quando a densidade da corrente de turbidez é muito maior do que a densidade do corpo de água em que ela se escoa (o que quer dizer que ela transporta muito material arenoso), a trajectória é, praticamente, rectilínea ; (ii) Quando a densidade da corrente turbidez é, mais ou menos, igual a densidade do corpo de água (corrente com pouco material arenoso), a trajectória do escoamento é meandroso. Por conseguinte, não é muito lógico, interpretar, nos dados sísmicos, os preenchimentos dos padrões meandriformes turbidíticos como rochas-reservatório potenciais, salvo se o preenchimento é muito tardio e feito em retrogradação (quando o nível do mar relativo, ou seja, quando o nível do mar, medido em relação a ponto de referência local como, por exemplo, o fundo do mar, é já montante), como parece ser o caso em certos campos petrolíferos do offshore de Angola. Teoricamente, e segundo o modelo dos sistemas turbidíticos de P. Vail, isto sugere que os cones submarinos de bacia (CSB) são induzidos por correntes turbidíticas densas, mais ou menos, rectilíneas (ricas em material arenoso), enquanto que o cones submarinos de talude (CST) são associados a correntes turbidíticas pouco densas (ricas am material argiloso). Se isto é verdade, o modelo proposto por E. Mutti, é mais difícil de refutar, uma vez que os turbiditos de tipo I são induzidos por correntes turbidíticas muito densas e ricas em areia, enquanto que os turbiditos tipo II são associados a correntes muito mais pequenas transportando quase, exclusivamente, material argiloso.

Fundo Oceânico (assoalhado, soalho)..........................................................................Ocean Basin Floor, Oceanic Bottom

Fond océanique / Fondo oceánico / Ozeanisch Boden / 海洋底部 / Океаническое дно / Fondo oceanico /

Parte da crusta terrestre submersa pelos mares e oceanos, caracterizada por uma diversidade de profundidades, formas e ambientes. Excluindo a região litoral ou parálica, que corresponde a faixa de rebentação das ondas do mar e à terra sempre emersa, o assoalhado oceânico pode dividir-se em três grandes regiões: (i) Nerítica, Sublitoral ou Áctica, (ii) Batial e (iii) Abissal. Nos dados sísmicos, verifica-se que os sedimentos profundos da planície abissal, que formam, geralmente, o fundo oceânico, têm muitas vezes uma geometria paralela e que repousam por biséis de agradação marinhos sobre a crusta oceânica recente. A interface entre a crusta e os sedimentos abissais exibe uma morfologia ondulada com muitas difracções associadas (particularmente nas linhas não migradas) que marcam as rides oceânicas, as quais correspondem a antigos centros de expansão. O assoalhado oceânico é induzido pela tectónica das placas litosféricas. Todas as bacias oceânicas são formadas de rochas vulcânicas que vieram à superfície (continente ou fundo do mar) a partir dos centros de expansão localizados ao longo das dorsais médio oceânicas. As rochas mais antigas que formam o fundo oceânico têm cerca de 200 milhões de anos de idade, o que quer dizer, que elas são muito mais jovens do que a crusta continental, a qual em certos pontos tem mais de 4000 milhões de anos. Por vezes sinónimo de Fundo do mar.

Ver : « Planície Abissal »
&
« Batial »
&
« Bisel de Agradação »

Figura 338 (Fundo Oceânico, assoalhado, soalho) - Este esquema explica, perfeitamente, a discrepância entre a idade das rochas mais velhas que constituem o fundo oceânico (mais ou menos, 200 milhões de anos) e a idade da crusta continental, a qual, em certas áreas, atinge mais de 4,0 Ga (mil milhões de anos atrás). A razão desta diferença é muito simples. Nas zonas de subducção e, particularmente, nas zonas de Benioff ou de tipo B (quando uma placa litosférica de composição oceânica mergulha sob uma placa de composição continental ou sob uma placa oceânica) as rochas oceânicas antigas, são destruídas, isto é, o material oceânico volta ao manto sublitosférico, como sugerido neste esquema. Em compensação, ao longo das dorsais médio oceânicas, o material ascendente da astenosfera é extrudido e cria um nova crusta oceânica que contribui à expansão dos oceanos (alastramento oceânico ou oceanização) e que obriga os continentes a afastarem-se uns dos outros. À medida que a expansão oceânica progressa, não só a superfície do fundo oceânico aumenta, mas também a densidade da crusta oceânica, uma vez que, com o tempo, a temperatura da crusta oceânica diminui. Desta maneira, o material que forma o fundo oceânico mais distante da dorsal média oceânica de onde ele brotou torna-se tão denso que mergulha (entra em subducção) sob o material adjacente iniciando assim uma zona de subducção do tipo B. A formação e subducção de material oceânico caracteriza dois tipos de margens continentais. As margens continentais divergentes, quer elas sejam de tipo Atlântico ou de tipo não Atlântico, estão associadas à formação de material oceânico, enquanto que é nas margens convergentes, associadas com as zonas de subducção de tipo B, que o material oceânico antigo desaparece ao longo das zonas de subducção. Certas margens continentais convergentes estão associadas com as zonas de subducção de Ampferer ou de tipo A (quando duas placas litosféricas continentais entram em colisão, isto é, uma mergulhando sob a outra), ao longo das quais, obviamente, nenhum material oceânico desaparece. Este esquema mostra, igualmente, que a dorsal médio oceânica é composta por um certo numero de segmentos separados por sistema de falhas que, aparentemente, parece terem deslocado uma dorsal, inicialmente, rectilínea, o que não é o caso. As falhas deste sistema de falhas, muito particular, chamadas falhas transformantes são, unicamente, activas entre as dorsais, o que quer dizer que, elas são, provavelmente anteriores às dorsais e que o alastramento oceânico é uniforme, unicamente, entre duas falhas transformantes consecutivas. Segundo certos geocientistas, as falhas transformantes correspondem a antigas fracturas ou zonas de fragilidade do supercontinente associado, que condicionaram e, sobretudo, localizaram a ruptura da litosfera e, em seguida, o alastramento ou expansão oceânica. Além das falhas transformantes e das dorsais médias oceânicas que se desenvolvem ao longo de 65 000 km de comprimento e 1 000 km de largura (média) e nas quais se podem diferenciar um vale de rifte profundo com uma largura que varia entre 25 e 50 km de largura, não se podem esquecer cumes muito acidentados, mais ou menos, paralelos à direcção do rifte, com inclinações relativamente fortes junto próximo do vale rifte, mais que diminuem, progressivamente em direcção da planície abissal. Da mesma, as fossas oceânicas, que enfatizam as zonas de subducção onde há destruição de crosta oceânica, tem declives da ordem de 45° e profundidades muito grandes (a profundidade máxima da fossa oceânica das Marianas é de 11 034 metros). Aparelhos vulcânicos podem ocorrer no topo da placa litosférica cavalgante, como ilustrado nesta figura, mas lâmina de água é muito mais pequena que a da placa descendente onde montes submarinos são muito frequentes. Os montes submarinos são elevações que podem atingem pelo menos 1 000 m acima do fundo oceânico. A maioria dos montes submarinos são vulcões extintos que se elevam abruptamente acima dos fundos circunvizinhos a partir de profundidades da ordem dos 1000 m a 4 000 m abaixo do nível do mar. Apesar da sua grande altura, o topo dos montes submarinos podem situar-se a profundidades que vão de alguns metros (constituindo recifes ou banco submarinos) até alguns milhares de metros abaixo do nível médio das águas (fazendo nesse caso parte do fundo oceânico). Estima-se que existam mais de 30 000 montes submarinos no oceano global, tendo apenas sido explorados algumas centenas (https://pt.wikipedia. org/wiki/Monte_submarino).

Fundoforma..........................................................................................................................................................................................................................................Fondoform

Fondoforme / Fondoforma / Fondoform (Geometrie) / Fondoform（几何） / Фондоформа (часть донной формы рельефа) / Fondoforma (geometria) /

Intervalo sedimentar, mais ou menos, horizontal, depositado num ambiente subaquático ou aquático (sob uma lâmina de água qualquer), a jusante de um intervalo inclinado (para o mar) que lhe é síncrono e geneticamente associado.

Ver: « Bacia (sedimentar) »
&
« Corrente de Turbidez »
&
« Acomodação »

Figura 340 (Fundoforma) - O offshore do Canadá e, em particular, o offshore do Labrador corresponde sobreposição de vários tipos de bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Nas linhas sísmica regionais, é fácil de reconhecer de baixo para cima: (i) Um soco em geral constituídos por rochas supracrustais do Pré-Câmbrico ; (ii) Uma cintura dobrada e aplanada do Paleozóico ; (iii) Bacias de tipo rifte de idade Mesozóico, que se formaram em resposta ao alongamento do supercontinente Protopangeia e (iv) Uma margem divergente de tipo Atlântico que se desenvolveu durante o Mesozóico / Cenozóico. A ruptura do supercontinente, que enfatiza o fim do alongamento da litosfera e, por conseguinte, do sistema de falhas normais responsáveis da formação das bacias de tipo rifte (demigrabens preenchidos por sedimentos, basicamente, não marinhos) é acompanhada pela implementação de escoamentos de lava. Nas linhas sísmicas, estes escoamentos induzem reflectores que inclinam e divergem para o mar (“SDRs” dos geocientistas de língua inglesa), o que quer dizer, que os escoamentos de lava se espessam em direcção dos centros de alastramento ou de expansão subaéreos, fossilizam as bacias de tipo rifte mais distais (mais próximas da zona de ruptura) e iniciam o alastramento oceânico, o qual, obviamente, começa por ser subaéreo antes de passa a ser oceânico (formação de crusta oceânica). Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica deste offshore, os reflectores sub-horizontais do intervalo superior, que formam a planície abissal durante o Miocénico Tardio (talude continental cerca de 600-800 m) podem ser considerados como fundoformas. O mesmo se observa no autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore Este dos USA (canhão de Baltimore). Estes reflectores sub-horizontais na base das progradações, associadas ao talude continental, são a continuação natural e para jusante, das clinoformas, que marcam o talude continental, as quais por sua vez, são a continuação para jusante das topoformas. As topoformas, clinoformas e fundoformas sublinham os três sectores principais que formam uma superfície de deposição : (i) Plataforma (reflectores sub-horizontais superiores) ; (ii) Talude continental (reflectores inclinados para o mar) e (iii) Planície abissal (reflectores sub-horizontais inferiores). Assim, pode dizer-se que a associação lateral e síncrona de uma topoforma, clinoforma e fundoforma constitui uma linha cronostratigráfica, ou seja, uma superfície deposição. Nesta tentativa de interpretação da linha sísmica do offshore do Labrador, algumas das fundoformas estão associadas a deslizamentos de terreno ao longo de falhas normais induzidas pela instabilidades do talude superior ou do rebordo continental, isto é, estão associadas a depósitos turbidíticos. Estes deslizamentos são corroborados pelas terminações dos reflectores (biséis superiores por truncatura) do bloco falhado inferior das falhas, cujo plano se horizontaliza ao longo do fundoformas. Os biséis superiores por truncatura são, particularmente, bem visível na falha mais antiga. Isto quer dizer, que no Labrador, durante a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, a maior parte dos lóbulos turbidíticos (cones submarinos) depositaram-se, provavelmente, em condições geológicas de nível alto (nível do mar mais alto que o rebordo da bacia). Nesta área, os cones submarinos de bacia são melhor explicados pelo modelo proposto por E. Mutti (contexto de nível alto do mar) para os sistemas de deposição turbidítica do que segundo o modelo proposto por P. Vail (contexto de nível baixo do mar). Para Mutti, estes depósitos turbidíticos estão associados a correntes de turbidez provocadas por deslizamentos da ruptura continental, que transportam os sedimentos para a planície abissal, onde eles se depositam desde que as correntes desaceleram e perdem a capacidade de transporte. No modelo de Vail, os cones submarinos de bacia (CSB), depositados na planície abissal, a jusante da ruptura de pente do talude continental inferior, que eles sejam conectados ou não ao talude continental, estão associados a descidas significativas do nível do mar relativo (discordâncias), que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Isto quer dizer que os sedimentos, que os rios levam para o mar, são abandonados sobre o talude continental, onde eles iniciam correntes turbidíticas que os transportam para as partes mais baixas da bacia onde eles se depositam sob a forma de cones submarinos de bacia (CSB) e, mais tarde, fossilizados quer por cones submarinos de talude (CST), quer pelos sedimentos distais das progradações dos prismas de nível baixo (PNB).Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), os reflectores sub-horizontais que formam a planície abissal durante o Miocénico Tardio (talude continental cerca de 600-800 m) podem ser considerados como fundoformas. Estes reflectores sub-horizontais a partir da base das progradações são a continuação natural e para jusante, das clinoformas, que marcam o talude continental, as quais por sua vez, são a continuação para jusante das topoformas. O conjunto de uma topoforma, clinoforma e fundoforma constitui uma linha cronostratigráfica, isto é, uma superfície deposição, uma vez que as três formas ou segmentos) são síncronas e geneticamente ligadas. Note que nesta interpretação, algumas das fundoformas estão associadas a deslizamentos de terreno ao longo de falhas normais induzidas pela instabilidades do talude superior ou do rebordo continental. Estes deslizamentos são corroborados pelas terminações dos reflectores (biséis superiores por truncatura) do bloco falhado ascendente das falhas, cujo plano se horizontaliza ao longo do fundoformas. Isto quer dizer, que durante a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangéia, no Labrador, a maior parte dos lóbulos turbidíticos (cones submarinos) depositaram-se, provavelmente, durante condições geológicas de nível alto (nível do mar mais alto que o rebordo da bacia). Nesta área, os cones submarinos de bacia depositaram-se segundo modelo proposto por E. Mutti (contexto de nível alto do mar) e não segundo o modelo de P. Vail (contexto de nível baixo do mar). No modelo de Vail, os cones submarinos de bacia (depositados na planície abissal, a jusante da ruptura de pente do talude continental inferior), conectados ou não com os cones submarinos de talude, estão associados a descidas relativas do nível do mar significativas, isto é, a superfícies de erosão (discordâncias), que induzem condições geológicas de nível baixo (bacia sem plataforma). A erosão, no rebordo actual da bacia (com plataforma) é devida às correntes de contorno.

Fundotema...............................................................................................................................................................................................................................................Fondothem

Fondothème / Fondotema / Fondothem (Sedimentäre Intervall) / Fondothem (沉积时间间隔） / Фондотема / Fondotheme (sedimenti)  /

Conjunto dos sedimentos associados a uma fundoforma.

Ver: « Fundoforma »
&
« Progradação »
&
« Turbiditos »

Figura 341 (Fundotema) - Desde o advento da estratigrafia sequencial (fins dos anos 70), os termos fundoforma e fundotema, que são praticamente sinónimos, foram sempre pouco utilizados. Actualmente, se um geocientista disser, que no detalhe do autotraço da linha sísmica do offshore do Brasil, ilustrado nesta figura, um fundotema é visível debaixo de certas progradações, não há quase ninguém que compreenda o que ele quer dizer. O mesmo é verdade par o exemplo do offshore de Angola, ilustrado na parte superior desta figura. Hoje em dia, utilizando a terminologia da estratigrafia sequencial, um geocientista diz que um conjunto de lóbulos turbidíticos, provavelmente, cones submarinos de bacia (CSB), do subgrupo inferior dos cortejos sedimentar de nível baixo (CNB), se depositou na base do talude continental, em associação com uma descida do significativa do nível do mar relativo (*) (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos que o topo da crusta continental, ou ao fundo do mar), isto é, em associação com uma superfície de erosão (ou com a sua paraconformidade correlativa em água profunda). Mais tarde, dentro do ciclo sequência considerado, os cones submarinos de bacia (CSB) foram fossilizado por progradações do prisma de nível baixo (PNB), isto é, pelas fundoformas do subgrupo superior dos cortejos de nível baixo (CNB) e que, muito provavelmente, elas são constituídas por rochas argilosas ou argilitos (não diga argila, uma vez que em português argila é, sobretudo, utilizado para designar uma partícula sedimentar e não uma rocha) de água profunda. Na tentativa preliminar de interpretação geológica do detalhe do autotraço da linha sísmica do offshore do Brasil, o subgrupo médio dos cortejos de nível baixo de um ciclo sequência, isto é, os cones submarinos de talude (CST) estão ausentes. Vê-se, perfeitamente, que o fundotema é fossilizado, directamente, pelos biséis de progradação das progradações do prisma de nível baixo (PNB) do ciclo sequência. O intervalo sísmico limitado entre as duas discordâncias (ou entre as suas paraconformidades correlativas) corresponde à parte distal (a jusante do último rebordo da bacia do ciclo sequência anterior) de um ciclo sequência onde, unicamente, o o grupo de cortejos de nível baixo está representado. O intervalo transgressivo (IT) e o prisma de nível alto (PNA), que forma o grupo superior dos cortejos de nível alto, se presentes, depositaram a SO deste detalhe. Uma outra possibilidade é, que as progradações depositadas acima dos lóbulos turbidíticos (fundotema) pertençam ao prisma de nível alto (PNA). Neste caso, os cones submarinos de talude (CST) e o prisma de nível baixo (PNB) estarão ausentes. Se uma tal hipótese não for refutada por dados suplementares, os depósitos turbidíticos (em amarelo na tentativa de interpretação) explicam-se, talvez, melhor pelo modelo de E. Mutti que pelo modelo de P. Vail. O corpo turbidítico parece ter-se depositado durante condições geológicas de nível alto do mar (nível do mar acima do rebordo da bacia) e as correntes de turbidez, responsáveis pelo transporte e deposição dos sedimentos, parece terem sido induzidas por rupturas e deslizamentos da parte superior do talude continental, quando a bacia não têm plataforma continental (condições de nível alto do mar) ou rupturas do rebordo da bacia (**) , quando a bacia tem uma plataforma continental (condições de nível alto do mar). No modelo de E. Mutti, as correntes turbidíticas podem, também, ser instigadas pelas cheias dos rios, quer em condições geológicas de nível alto do mar ou em condições de nível baixo. Na tentativa de interpretação do autotraço do offshore de Angola, nenhum dos fundotemas indicados (no fundotema inferior, colorido em amarelo, as clinoforma e topoformas não se depositaram) foi testado por poços de pesquisa petrolífera, o que é surpreendente, sabendo que uma importante coluna de petróleo pesado foi encontrada, nos anos 80, na estrutura salífera, na parte direita do autotraço, pelo poço Cegonha ≠1.

(*) A curva das variações do nível do mar relativo não é outra coisa que o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão, ou seja, quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é em compressão, ou seja, quando os sedimentos são encurtados.

(**) Rebordo da bacia é o nome dado à ruptura continental quando a bacia tem uma plataforma continental. Quando a bacia não tem uma plataforma continental fala-se sobretudo de rebordo continental.