Galgamento............................................................................................................................................................................................................................................Overbanking

Débordement / Desbordamiento / Überlauf / 溢出 / Разлив (перелив) / Traboccamento /

Quando uma corrente de água, como um rio ou uma corrente turbidítica, despeja uma parte da água por cima das margens que ladeiam o leito ou a corrente, formando, em geral, diques marginais naturais, mas não só.

Voir: «Avulsão»

Geneticamente Relacionado (sistemas de deposição)...............................................................Genetically Related

Génétiquement associé (système de dépôt) / Genéticamente relacionado (sistemas de depósito) / Genetisch verwandt / 与基因有关 / Генетически связанные / Geneticamente correlati /

Quando a presença de um sistema de deposição (litologia e fauna associada num determinado ambiente sedimentar) implica a presença de outros sistemas deposição, que, por definição, são coevos (contemporâneos) do primeiro. Os três sistemas de deposição que, geralmente, formam um delta (siltitos de planície deltaica, areias de frente de delta e argilitos de prodelta) são, geneticamente, relacionados. O mesmo se passa com os sistemas de deposição que formam um complexo recifal (zona anterrecife, recife, zona externa do recife).

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Fácies »

Figura 342 (Geneticamente Relacionado, sistemas de depósito) - Em 1838, as diferentes litologias com uma fauna típica foram denominadas fácies (sedimentar) por Armanz Gressly: (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. Em 1898, J. Walther propôs a lei ou a correlação das fácies dizendo que : “Os depósitos de uma região com a mesma fácies (“faciesbezirk” que em alemão quer, literalmente, dizer fácies da região), assim como, um conjunto de rochas, da mesma região, com diferentes fácies são formadas, lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Em 1907, Haug estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Em 1970, Selley 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. Em 1971, Busch aplicou o conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther a todo um corpo rochoso, e não unicamente a uma sucessão vertical considerando o “incremento genético de estratos” (IGS) e a “sequência genética dos estratos” (SGI), ou seja, um conjunto de incrementos envolve mais que um incremento do mesmo tipo genético (um delta é um incremento genético de estratos, enquanto que um edifício deltaico é uma sequência genética de estratos) . Em 1977, Brown e Fischer utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies e renomearam o do “cortejo sedimentar” ("systems tract” geocientistas anglo-saxões). Como ilustrado neste esquema, um cortejo de fácies é uma associação lateral de sistemas de deposição, geneticamente, relacionados, o que quer dizer, que eles são contemporâneos e que se um dos sistemas não se deposita, os outros, em princípio, também não se depositam. O exemplo típico de um cortejos de fácies é um delta. Ao longo da mesma linha tempo (superfície de deposição), num delta, de montante para jusante, reconhecem-se, principalmente, três sistemas de deposição (*): (i) Argilitos e areias argilosas da planície deltaica ; (ii) Areias de frente do delta : (iii) Argilitos de prodelta. Todos estes sistemas de deposição são geneticamente relacionados. Se o prodelta não se deposita, é evidente que os outros dois sistemas também não se depositam, uma vez que eles formam uma unidade. Na estratigrafia sequencial, os ciclos sequência, são compostos por sobreposição de cortejos sedimentares, que correspondem, grosseiramente, a cortejos de fácies, como ilustrado na tentativa de interpretação do autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore de Angola. Convencionalmente, num ciclo sequência completo, de baixo para cima podem reconhecer-se dois grupos de cortejos sedimentares: (i) Grupo de cortejos de nível alto, constituído por dois subgrupos: a) Prisma de nível alto (PNA) e (ii) Intervalo Transgressivo (CT) ; (ii) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB), constituído, de cima para baixo, por: (c) Prisma de Nível Baixo (PNB) ; (d) Cones Submarinos de Talude (CST) e (e) Cones Submarinos de Bacia (CSB). Cada um deste subgrupos de cortejos sedimentares e, particularmente, os cortejos depositados em associação com as subidas do nível do mar relativo (todos, excepto os cones submarinos) são formados por uma sobreposição de paraciclos sequência que correspondem, mais ou menos, a um cortejo de fácies. Depois de cada subida do nível do mar relativo, ou seja, depois de cada ingressão marinha, que desloca para o continente a linha da costa, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, deposita-se um cortejo de fácies, em progradação, que desloca a linha de costa para o mar à medida que os sedimentos se depositam. Um cortejo de fácies (paraciclo sequência) é constituído por vários sistemas de deposição, cada um dos quais é caracterizado por uma litologia e uma fauna, que sublinha, quase sempre, um ambiente sedimentar particular. Os cones submarinos de bacia, por exemplo, são caracterizados por um fauna profunda (na camada pelágica) e uma litologia arenosa, enquanto que os sistemas de deposição do intervalo transgressivo são caracterizados por uma fauna de plataforma e minerais autígenos de água pouco profunda, como a glauconite e com secções estratigráficas condensadas na parte distal da plataforma.

(*) Por vezes pode haver um outro sistema de deposição na base dos argilitos do prodelta, que constituem as chamadas camada sub-horizontais inferiores do delta.

Geóide................................................................................................................................................................................................................................................................................................Geoid

Géoïde / Geóide / Géoïde / 大地 / Гео́ид / Geoide /

Superfície equipotencial do campo da gravidade da Terra determinada pelos potenciais de atracção e rotação. Superfície teórica contínua e perpendicular, em cada ponto, à direcção da gravidade. É, mais ou menos, a forma que a Terra teria se a superfície do nível médio do mar se prolongasse sobre os continentes.

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

Figura 343 (Geóide) - A Terra é mais larga cerca do equador que entre o Pólo Norte e Pólo Sul. Ela é semelhante a um elipsóide ou esferóide. O elipsóide terrestre (em violeta) é uma figura matemática aproximada da forma da Terra, utilizada como quadro de referência para computações geodésicas, astronómicas e nas geociências. O geóide (em vermelho) é a superfície que é complexa para descrever matematicamente, mas que pode ser, facilmente, identificada medindo a gravidade. O geóide é considerado como sendo, mais ou menos, igual ao Nível Médio do Mar. Na Estratigrafia Sequencial utilizam-se, sobretudo, o nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e o nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou referenciado ao fundo do mar. Obviamente, o nível do mar relativo é o resultado da combinação do nível do mar eustático ou absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento). Como uma subida do nível do mar é, talvez, o efeito mais familiar das mudanças climáticas e, provavelmente, aquele com mais consequências, é importante quando se fala de nível do mar precisar sempre de qual nível do mar se está a falar (eustático, relativo, médio, preiamar, etc.) e como é que ele foi calculado. Como uma subida do nível do mar é, talvez, o efeito mais familiar das mudanças climáticas e, provavelmente, aquele com mais consequências, é importante sempre precisar de qual nível do mar (eustático, relativo, médio, preiamar, etc.) se trata e como é que ele foi calculado. Nos oceanos, o geóide e o nível médio do mar são, aproximadamente, os mesmos mas, nas áreas continentais, eles podem ser muito diferentes. O terreno (verdadeira forma da Terra) é dada pela topografia e pela batimetria. Como ilustrado nesta figura, as relações entre estas quatro superfícies são muito variáveis. O nível do mar varia muito no tempo e no espaço. Ele é afectado pelas marés, vento, pressão atmosférica, diferenças locais da gravidade, temperatura, salinidade, subsidência, etc. Assim, para determinar o “nível médio do mar”, a melhor coisa que se pode fazer é determinar um lugar e calcular o nível médio nesse ponto e utilizá-lo como ponto de referência. Geralmente, a partir de observações horárias, feitas durante um período de cerca de 20 anos, pode calcular-se a média para esse ponto de medida. Pode dizer-se que o geóide é a superfície equipotencial da gravidade mais próxima do nível médio do mar. Ele é a superfície de referência para todas as medidas gravimétricas. A sua superfície difere do elipsóide tridimensional teórico de cerca de + 67 m no Atlântico Norte e -100 m no sul da Índia, devido às diferenças laterais de densidade do manto. Um barco, que navegue da Índia para o Atlântico Norte, tem que subir 167 m, mas como ele navega ao longo de uma superfície equipotencial ele não consome energia. O campo da gravidade terrestre não é nem perfeito nem uniforme (o material que forma a Terra não está, uniformemente, distribuído em camadas concêntricas). Um elipsóide aplainado é, em geral, utilizado para idealizar o nosso planeta, mas mesmo se este fosse, perfeitamente, esférico, a força da gravidade não é a mesma em toda parte, porque a densidade varia de um ponto para outro (cadeias de montanhas, distribuição dos magma, etc.). Se Terra fosse coberta de água, esta não estaria à mesma altura em toda a parte, ela seria mais alta ou mais baixa função da força da gravidade. Em condições reais, o nível do mar não é o mesmo em todos os lugar, o que tem consequências importantes na estratigrafia sequencial. O impacto do sistema GPS nos programas geodésicos de controlo é imenso. Embora o GPS seja um sistema a três dimensões, as altitudes obtidas pelo GPS estão num sistema diferente das altitudes obtidas pelo nivelamento geodésico. Os dados do GPS podem ser processados, facilmente, para obter a altitude elipsoidal, que é a altitude acima ou abaixo do modelo simples do elipsóide da Terra. O nivelamento geodésico dá a altura ortométrica que, muitas vezes, é conhecida como a altitude acima do nível de mar médio. Estas altitudes são aquelas encontradas nos mapas topográficos, marcos geodésicos e dados digitais. Para passar de um sistema de altitudes ao outro é necessário conhecer a altitude do geóide. Nos Estados Unidos (Geoid 03), como ilustrado nesta figura, as escalas das altitudes do geóide variam de -51,6 metros, no Atlântico (azul escuro, neste mapa) a -7,2 metros nas Montanhas Rochosas (verde, vermelho).

Geóide Oceânico...................................................................................................................................................Geodetic sea level, Ocean Geoid

Géoïde océanique / Geóide oceánico / Geodätische Meeresspiegel / 大地海平 / Средний уровень моря / Geodetic livello del mare /

Nível do mar do geóide, também, chamado nível do mar geodésico, corresponde a um conjunto de valores digitais dos pontos mais altos de geoide em relação a um elipsóide de referência. O geóide é definido como a superfície equipotencial do campo da gravidade terrestre que melhor representa o nível do mar global médio. O nível do mar é ondulado e imita, mais ou menos, a topografia do fundo do mar, contudo estas ondulações são muito pequenas e só podem ser medidas por radares altimétricos a partir de satélites.

Ver: « Nível do mar Geodésico »
&
« Eustasia »
&
« Eustasia Geodésica »

Figura 344 (Geóide Oceânico) - Neste geóide oceânico é fácil de distinguir as ondulações do nível do mar global médio. Estas têm, necessariamente, que ser tomadas em linha de conta na estratigrafia sequencial sobretudo para determinar a validade de certos eventos geológicos considerados como globais. A missão do GOCE ("Gravity field and steady-state Ocean Circulation Explorer") mediu com grande precisão os gradientes (taxa de variação de uma quantidade no intervalo de variação de outra quantidade de que a primeira depende) da gravidade e propôs um modelo global do campo da gravidade terrestre e do geóide, o qual serve de referência para todos os elementos topográficos. Tudo depende do conhecimento do campo da gravidade terrestre, o qual define a horizontal. Função de vários factores, como a presença das cadeias de montanhas e das fossas oceânicas, que tornam a superfície da Terra muito desigual e devido ao facto que os materiais, que formam a Terra, tenham densidades diferentes e que não estejam, uniformemente, distribuídos, a força da gravidade varia de um lugar par o outro à superfície da Terra. A exactidão dos valores da força da gravidade é fundamental não só para a geodesia, mas também para melhor compreender os processos geológicos, que ocorrem no interior da Terra, a circulação dos oceanos, o movimento das calotas glaciárias e, evidentemente, as variações do nível do mar (medidas em referência a um ponto fixo, que pode ser o centro da Terra ou medidas em relação a um satélite), o que interessa, particularmente, a estratigrafia sequencial. Tendo em conta o geóide oceânico, uma subida do nível do mar absoluto ou eustático, constatada num certo ponto da superfície terrestre, provavelmente, não tem as mesmas consequências sedimentológicas em todas as partes da superfície da Terra. Suess (1888) pensava que os deslocamentos da linha da costa eram causados pelas variações do nível do mar. Ele utilizou Eustasia para denominar essas variações que ele considerava globais. Um tal conceito de eustasia foi falsificado quando os geocientistas mostraram que os ciclos transgressões / regressões sedimentares não se correlacionam, globalmente, e que eles são, principalmente, induzidos por levantamento e subsidência locais. A Eustasia ou Eustatismo é, a maior parte das vezes, definida como as “variações do nível do mar simultâneas e globais” ou seja as variações do nível do mar absoluto ou eustático pra bem as diferenciar das variações e locais do nível do mar relativo. Isto quer dizer, que, muitas das discordâncias, induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (medidas em referência a um ponto qualquer da superfície terrestre o qual, geralmente, é o fundo do mar ou a base dos sedimentos), provavelmente, não têm um valor global, como muitas vezes se pensa. Em certos lugares, a tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o ele é em compressão) pode ser mais importante do que a eustasia. Uma subida significativa do nível do mar relativo pode ocorrer devido, unicamente: (i) A uma subsidência antropogénica do fundo do mar, como é o caso de muito litorais junto das grandes aglomerações, com na cidade de Jacarta, na Indonésia e (ii) A uma subsidência natural (peso dos sedimentos) como é o caso no delta do Ganges e particularmente no Bangladesh. Não esqueça que a Terra é mais larga cerca do equador que entre o Pólo Norte e Pólo Sul. Ela é semelhante a um elipsóide ou esferóide. O elipsóide terrestre é uma figura matemática aproximada da forma da Terra, utilizada como quadro de referência para computações geodésicas, astronómicas e nas geociências. O geóide é uma superfície que é complexa para descrever matematicamente, mas que pode ser, facilmente, identificada medindo a gravidade. De facto, se todos pontos da Terra que têm a mesma gravidade forem unidos e esta gravidade é a que tem a superfície do mar, forma-se uma figura geométrica, mas ela não é regular e perfeita, mas com deformações que sobem e descem dependendo da composição e da densidade da massa de terra situada abaixo de cada ponto. Pode dizer-se que o elipsóide é uma figura matemática enquanto o geóide é uma figura física. O geóide é considerado, mais ou menos, igual ao nível nédio do mar, contudo nos oceanos, o geóide e o nível médio do mar são, aproximadamente, o mesmo, mas, nas áreas continentais, elas podem ser muito diferentes. O “nível médio do mar”, pode ser determinado num certo lugar e utilizado como ponto de referência. Geralmente, ele determina-se a partir de observações horárias, feitas durante um período de cerca de 20 anos, pode calcular-se a média para esse ponto de medida. Neste geóide oceânico é fácil de distinguir as ondulações do nível do mar global médio. Estas têm, necessariamente, que ser tomadas em linha de conta na estratigrafia sequencial sobretudo para determinar a validade de certos eventos geológicos considerados como globais. A missão do GOCE ("Gravity field and steady-state Ocean Circulation Explorer") mediu com grande precisão os gradientes (taxa de variação de uma quantidade no intervalo de variação de outra quantidade de que a primeira depende) da gravidade e dá um modelo global do campo da gravidade terrestre e do geóide, o qual serve de referência para todos os elementos topográficos. Tudo depende do conhecimento do campo da gravidade terrestre, o qual define a horizontal. Função de vários factores (presença das cadeias de montanhas e fossas oceânicas torna a superfície da Terra muito desigual e o facto que os materiais, que formam a Terra, têm densidades diferentes e não estão, uniformemente, distribuídos), a força da gravidade varia de um lugar par o outro à superfície da Terra. A exactidão dos valores da força da gravidade é fundamental não só para a geodesia, mas também para melhor compreender os processos geológicos, que ocorrem no interior da Terra, a circulação dos oceanos, o movimento das calotes glaciárias e, evidentemente, as variações do nível do mar, o que interessa, particularmente, a estratigrafia sequencial. Tendo em conta o geóide oceânico, uma subida do nível do mar constatada num certo ponto da superfície terrestre (fusão de uma calote glaciar, por exemplo), provavelmente, não tem as mesmas consequências sedimentológicas em todas as partes da superfície da Terra. Isto quer dizer, que, muitas das discordâncias, provavelmente, não têm um valor global, como muitas vezes se pensa.

Geoindicador (ambiente)....................................................................................................................................................................................................Geoindicator

Géoindicateur / Geoindicador (ambiente) / Geoindicator, Geologische Indikator / 地质指标 / Геоиндикатор / Indicatore geologico /

Medida da magnitude, frequência, taxa e tendência dos processos geológicos e fenómenos que ocorrem na superfície da Terra (ou perto), sujeitos a alterações que são significativas para a compreensão das mudanças ambientais em períodos de 100 anos ou menos. Os geoindicadores ajudam a focalizar a atenção sobre as causas das mudanças climáticas, quer elas sejam antropogénicas ou não. Entre outras áreas, onde os geoindicadores podem ser utilmente aplicados, pode citar-se a gestão dos parques nacionais, a gestão das linhas da costa, a avaliação dos impactos ambientais da indústria extractiva, a identificação dos problemas de saúde pública, etc.

Ver: «Mudança Geológica»

Geometria Progradante....................................................................................................................................................................................Forestepping

Géométrie progradante / Geometría progradante / Progradierender Geometrie / Progradational几何 / Проградационная геометрия / Geometria progradazionale /

Geometria resultante de uma sucessão de deslocamentos da linha de ruptura costeira de inclinação de uma superfície de deposição para o mar e para cima. Este tipo de geometria é típico dos depósitos regressivos, nos quais as sucessivas linhas de ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que correspondem, muitas vezes, ao rebordo da bacia, avançam de maneira significativa para o mar com uma agradação (construção vertical) variável, mas sempre positiva.

Ver: « Retrogradação »
&
« Regressão Marinha »
&
« Bisel de Progradação »

Figura 345 (Geometria Progradante) - Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Golfo do México (EUA), o ciclo de invasão continental pós-Pangeia é composto por duas fases sedimentares com geometrias, globalmente, muito diferentes. A primeira fase, isto é, a fase transgressiva tem uma geometria retrogradante, o que quer dizer, que a espessura dos intervalos sedimentares, que a compõem, aumenta em direcção do continente, antes de se acunharem contra a infraestrutura pré-Pangeia. A segunda fase, que fossiliza a fase transgressiva, é a fase regressiva, a qual é caracterizada por uma geometria progradante. Ao contrário do que acontece na fase transgressiva, durante fase regressiva os intervalos sedimentares espessam-se para o mar, para depois se condensarem nas partes profunda da bacia antes de desaparecerem. Durante a fase transgressiva, a retrogradação é preponderante, enquanto que durante a fase regressiva é a progradação que é dominante. Durante a fase transgressiva, a linha da costa desloca-se (globalmente) em direcção do continente, enquanto que durante a fase regressiva ela se desloca para o mar, o que significa que a profundidade de água (lâmina de água) aumenta durante a fase transgressiva e diminui durante a fase regressiva. Isto significa que durante a fase transgressiva, os períodos em que a bacia tem uma plataforma continental são predominantes o que não é o caso para a maior parte da fase regressiva. Por outro lado, durante fase transgressiva o nível do mar eustático ou absoluto (nível do mar medido em relação a um ponto de referência fixo, em geral o centro da Terra ou um satélite e não em relação a um ponto de referência local como o fundo do mar), globalmente sobe, o que quer dizer que as dimensões da plataforma continental aumentam o que implica uma diminuição relativa do acarreio sedimentar. Ao contrário, durante a fase regressiva, o nível eustático, globalmente, desce e a profundidade de água de deposição diminui ao mesmo tempo que o acarreio sedimentar aumenta, uma vez que mais superfície continental é exumada. A superfície da base das progradações principais (sublinhada nesta tentativa de interpretação pela linha tracejada) separa as duas fases. Ela marca um hiato de deposição que, naturalmente, aumenta, de maneira progressiva, em direcção da parte profunda da bacia. Esta superfície, que marca o máximo da ingressão marinha (deslocamento para o continente da linha da costa induzido pela subidas do nível do mar relativo sucessivas), sugere a localização, mais provável, das rochas-mãe marinhas potenciais, depositadas durante este ciclo de invasão continental. Como se pode, facilmente, constatar, neste caso particular, a matéria orgânica das rochas-mãe marinhas potenciais, associada com a superfície de base das progradações de idade 91,5 Ma (Cenomaniano / Turoniano) é, provavelmente, madura (atingiu a janela do petróleo), a jusante do rebordo da bacia, durante o máximo das transgressões, e imatura a montante. Na fase transgressiva (geometria retrogradante) é interessante notar as falhas normais se amortizam (horizontalizam) no horizonte salífero e as construções recifais que enfatizam o rebordo da bacia em determinadas épocas. Como os sedimentos clásticos vêm todos do continente, pode dizer-se que todos os paraciclos sequência que compõem os diferentes subgrupos de cortejos sedimentares, que formam um ciclo sequência, têm uma geometria progradante, uma vez que a linha da costa se desloca para o mar à medida que a sedimentação ocorre. Na realidade, durante as ingressões marinhas (incrementos de uma subida do nível do mar relativo) a linha da costa desloca-se para o continente aumentando os espaço disponível para os sedimentos. Depois de cada ingressão marinha ocorre um período de estabilidade do nível do mar relativo durante o qual o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pela ingressão é preenchido à medida que a linha da costa, devido ao depósito dos sedimentos (regressão sedimentar), se desloca para o mar. O conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes, induz o depósito de um conjunto de regressões sedimentares cada vez mais pequenas que, colectivamente, formam um intervalo sedimentar retrogradante que os geocientistas chamam simplesmente transgressões ou transgressões sedimentares. Ao contrário, o conjunto de ingressão marinhas cada vez menos importantes cria um conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes que, colectivamente, formam um intervalo sedimentar progradante, que os geocientistas chamam, simplesmente, regressões (*).

(*) Na terminologia utilizada neste glossário uma “Regressão Sedimentar” é um paraciclo sequência, formado, em geral, por um único cortejo sedimentar, durante o qual a linha da costa se desloca para o mar, em geral, sem agradação. “Regressões “ ou “Regressões Sedimentares” é o conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante. “Transgressões” ou “Transgressões Sedimentares” é o conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e da regressões sedimentares, cada vez menos importantes que elas induzem, que colectivamente, têm uma geometria retrogradante.

Geometria Retrogradante.........................................................................................................................................................................Backstepping

Géométrie rétrogradante / Geometría retrogradante / Backstepping / 几何rétrogradante, 反推 / Ретроградационная геометрия / Geometria rétrogradante, Backstepping /

Geometria resultante do deslocamento global (não em detalhe) da linha de ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (± alinha da costa) para o continente, o que implica uma aumento progressivo da extensão da plataforma continental. Este tipo de geometria caracteriza os depósitos transgressivos, uma vez que, globalmente, a linha de ruptura das sucessivas linhas cronostratigráficas recua e sobe em direcção do continente. Atenção ao termo recua, uma vez que , na realidade, a linha de ruptura avança menos que a do paraciclo sequência precedente). O conjunto das ingressões marinhas (cada vez mais importantes e das regressões sedimentares associadas (cada vez mais pequenas) é o que os geocientistas chamam, colectivamente, transgressões sedimentares. Os sedimentos (regressões sedimentares) são depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre os paraciclos eustáticos. A geometria retrogradante é devida ao facto que mesmo se acarreio sedimentar é, mais ou menos constante, a extensão da plataforma continental aumenta a cada paraciclo eustático.

Ver: « Progradação »
&
« Regressão Marinha »
&
« Bisel de Progradação »

Figura 346 (Geometria Retrogradante) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe da linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), a geometria retrogradante do intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3-5 My, é bem visível. Os reflectores (coloridos em verde) do intervalo transgressivo (IT), assim como o seu limite superior (em azul), que corresponde a uma superfície de base das progradações globalmente, têm uma geometria retrogradante. O termo globalmente quer, aqui, dizer que embora entre duas superfície de ravinamento sucessivas (subida do nível do mar relativo ou ingressão marinha), os reflectores dos paraciclos sequência, que sublinham regressões sedimentares, tenham, individualmente, uma geometria progradante, o conjunto de todos os paraciclos sequência tem uma geometria é retrogradante, uma vez que, globalmente, a linha da costa se desloca para o continente. Como todos os sedimentos clásticos vêm do continente (excepto os remobilizados pelas correntes marinhas litorais), esta geometria é, perfeitamente, compreensível e lógica, na medida em que uma superfície de ravinamento enfatiza uma subida do nível de mar relativo induzida por um paraciclo eustático e que os sedimentos depositados entre duas superfícies de ravinamento consecutivas sublinham um paraciclo sequência, o qual é depositado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que separa cada subida do nível do mar relativo (não há descidas relativa entre elas). Durante o depósito de um intervalo transgressivo de um ciclo sequência (transgressões sedimentares), tudo parecer passar-se da maneira seguinte: (i) A primeira subida do nível do mar relativo (ingressão marinha), cria uma superfície de inundação e ravinamento, em geral, em condições geológicas de nível alto ; (ii) A ingressão marinha desloca a linha da costa (mais ou menos, a ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) para o continente, com formação de uma pequena plataforma continental ; (iii) Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue a ingressão marinha (sem que haja uma descida do nível do mar relativo), os sedimentos, pouco a pouco, depositam-se e progradam em direcção do mar diminuindo a extensão da plataforma (regressão sedimentar) e deslocando para o mar a linha da costa, mas sem que esta atinja a posição que ela tinha antes da ingressão marinha ; (iv) Nova subida do nível do mar relativo em aceleração (mais importante que a precedente), que desloca, outra vez, para o continente, a linha da costa com formação de uma nova superfície de ravinamento e aumento da extensão da plataforma ; (v) Durante o novo período de estabilidade do nível do mar relativo, que se segue, os sedimentos depositam-se por progradações e a linha da costa desloca-se para o mar, mas sem alcançar a sua posição extrema que ela alcançou durante o paraciclo sequência precedente ; (vi) Nova ingressão marinha em aceleração, a qual desloca, outra vez para o continente, a linha da costa com formação de uma nova superfície de ravinamento ; (vii) Novo período de estabilidade e novo deslocamento da linha da costa para jusante, à medida que os sedimentos se depositam por progradações, mas sem a linha da costa atingir a posição que ela tinha no fim do paraciclo sequência precedente, e assim por diante, até que a nova subida do nível do mar relativo seja em desaceleração, isto é, mais pequena do que a anterior, o que implica o início da deposição do prisma de nível alto (PNA), que pouco a pouco vai fossilizar o intervalo transgressivo (IT). Em conclusão, é a sucessão de ingressões marinhas, cada vez mais importantes (subidas do nível do mar relativo em aceleração) e das regressões sedimentares (paraciclos sequência) cada vez mais pequenas associadas que, colectivamente, formam o intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência (Transgressões), cuja geometria é retrogradante uma vez que a linha da costa se desloca, globalmente, para o continente. Assim, para evitar confusões é sempre preferível definir sempre certos termos utilizados na estratigrafia sequencial tais como: “Ingressão Marinha” (subida do nível do mar relativo ou absoluto) ; “Regressão Sedimentar” (paraciclo sequência, formado, em geral, por um único cortejos sedimentar, durante o qual a linha da costa se desloca para o mar, em geral, sem agradação, formado por um ou vários cortejos sedimentares) ; “Regressões Sedimentares” (conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante) ; “Transgressões Sedimentares” (conjunto de regressões sedimentares cada vez menos importantes induzidas por ingressões marinhas cada vez mais importantes que, colectivamente, têm uma geometria retrogradante ; “Nível do Mar Relativo” (nível do mar local referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo do mar) ; “Nível do Mar Absoluto ou Eustático” (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite).

Geopético (critério)....................................................................................................................................................................................................................................Geopectic

Géopètique (critère) / Geopético (crtério) / Weg nach oben Kriterium / 一路标准 / Геопетальный / Criterio geòpeta /

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

Ver: « Estratificação (sedimentos) »
&
« Lei de Steno »
&
« Estratifigrafia (objectivos) »

Figura 347 (Geopético, Geopetal, critério) - Muitas vezes, nas regiões em que os sedimentos foram encurtados por um regime tectónico compressivo (σ1 horizontal), os geocientistas têm dificuldades em determinar se a série sedimentar está na sua ordem natural (as camadas mais antigas cobertas pelas camadas mais recentes) ou, se ao contrário, a série está invertida, quer isto dizer, que as camadas, topograficamente, mais altas são as mais antigas. Um tal problema é frequente no campo, uma vez que a escala da observação é mesoscópica, o que quer dizer, que não há continuidade entre os afloramentos. Um dos critérios geopéticos mais importante e mais fácil de utilizar é o de ver, num afloramento, se as camadas têm um estratificação granocrescente para cima ou para baixo. Quando o modo de deposição implica uma variação da granulométrica espacial e temporal (como, por exemplo, nos sistemas de deposição turbidítica), os intervalos clásticos, na sua posição original de deposição, exibem sempre uma estratificação granodecrescente para cima. Se num afloramento, a estratificação é granodecrescente para baixo, isso quer dizer que as camadas foram invertidas pela tectónica. Todavia, nem todos os intervalos clásticos têm uma estratificação granoclassificada. Assim, os geocientistas descobriram outros critérios geopéticos como, por exemplo: (i) Marcas ou Figuras de Fundo, Marcas de ondulação (quando preservadas nas rochas, dão-nos informações acerca do ambiente sedimentar nas quais elas se formaram, assim como a posição original das camadas e a direcção das correntes que as produziram) ; (ii) Moldes em Canelura ; (iii) Marcas de Objectos (com os ilustrado nesta figura) ; (iv) Estruturas em Chama ; (v) Estruturas de Carga (deformação das lâminas argilosas devido ao afundamento de uma camada de areia ; (vi) Fendas de Dessecação ou Fendas de Retracção (podem permanecer conservadas nas rochas antigas, formadas devido à forte evaporação, principalmente nos sedimentos argilosos e siltosos); (vii) Estratificação Entrecruzada (máximo de espessura) ; (viii) Estratificação Entrecruzada (posição dos sinformas) ; (ix) Ondulações de Oscilação; (x) Posição dos Fósseis ; (xi) Impressões das gotas da chuva (podem ficar impressas na superfície de sedimentos macios) ; (x) Icnofósseis (pegadas de animais, pista de reptação, fezes fossilizadas, etc.), que fornecem informações sobre os hábitos dos animais, sobre o os hábitos dos animais, sobre o tipo de alimentos, etc. Todos estes critérios baseiam-se no modo de deposição gravitário dos sedimentos. No bloco de um afloramento, ilustrado nesta figura, que não está na sua posição geológica natural, a superfície superior corresponde ao topo da camada, uma vez que os traços de objectos são bem visíveis e têm a mesma morfologia que a ilustrada no modelo de deposição (canto superior esquerdo). Na interpretação geológica das linhas sísmicas, em particular, das linhas sísmicas das cinturas dobradas, onde, por vezes, os intervalos sísmicos estão invertidos, a orientação das superfícies de deposição pode ser utilizada como critério geopético. Uma superfície de deposição (linha cronostratigráfica) é, do continente para o mar profundo, formada por três segmentos principais: (i) Segmento subhorizontal superior ou proximal (planície costeira e plataforma continental) ; (ii) Segmento inclinado para o mar (talude continental) e (iii) Segmento subhorizontal inferior ou distal (planície abissal), o que quer dizer que, em condições normais, a jusante do segmento inclinado para o mar se encontra o segmento sub-horizontal inferior. Por outras palavras, numa bacia não invertida, a jusante dos sedimentos de talude continental encontram-se sedimentos profundos, em geral pelágicos e turbidíticos, enquanto que a montante predominam sedimentos de plataforma. Assim, se numa tentativa de interpretação de uma linha sísmica, lóbulos turbidíticos em telhado de ripas (corroborados por um poço de pesquisa), por exemplo, se encontram a montante dos argilitos do segmento inclinado, da mesma a linha cronostratigráfica, o mais provável é que a bacia tenha sido totalmente virada para baixo.

(*) Quando numa carta geológica, em particular, de uma região montanhosa como, por exemplo, na carta geológica da Colombia, os terrenos mais antigos são os que formam os cumes montanhosos, é evidente que a série sedimentar foi invertida.

Geosoufflé (teoria)....................................................................................................................................................................................................................................Geosoufflé

Géo-soufflé (théorie) / Teoría del Geo-soufflé / Geo-soufflé Theorie, Geo-blown Theorie / 地缘成熟理论 / Теория геологической пористости / Teoria do Geo-soffiato /

Teoria proposta por Emiliani (1992) para explicar as ingressões marinhas (subida do nível do mar absoluto ou eustático) e regressões marinhas (descidas do nível do mar absoluto ou eustático). O calor interno da Terra provoca um inchaço da dorsal média oceânica que produz uma ingressão marinha. O inchaço obriga as rochas do fundo do oceano a fracturar-se, o que induz uma circulação hidrotermal a cerca de 5 km de profundidade. O calor sendo, rapidamente, perdido, as dorsais entram em colapso, o que produz uma rápida regressão marinha.

« Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Eustasia »
&
« Expansão Oceânica »

Figura 348 (Geosuflé, teoria) - As variações do nível do mar absoluto ou eustático (não confundir com o nível do mar relativo, o qual é local e referenciado quer à base dos sedimentos quer ao fundo do mar) desde o início do Câmbrico propostas por por Vail, formam dois grandes ciclos com um comprimento de onda de cerca de 400 My. Cada um desses ciclos eustáticos é considerado um ciclo eustático de 1a ordem, uma vez que a sua duração é superior a 50 My). Cada ciclo eustático de 1a ordem é constituído por vários ciclos eustáticos de 2a ordem (duração entre 3-5 e 50 My), os quais são, por sua vez constituídos por vários ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0.5 e 3-5 My, etc. Em todos estes ciclos, e particularmente nos ciclos sequência, as ingressões marinhas durante as transgressões de C. Emiliano (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares associadas cada vez mais pequenas) são mais lentas (0,1 cm por 1 000 anos) do que durante as regressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez menos importantes e das regressões sedimentares associadas cada vez mais importantes) cujo valor médio é 2 cm por 1 000 anos). Isto pode ser explicado pela teoria do Geosuflé que Emiliani propôs em 1992, a qual pode ser resumida da seguinte maneira : (i) O calor interno da Terra causa um lento, mas importante inchaço do sistema das dorsais médio oceânicas, que produz uma ingressão marinha (*) (irrupção de água que resulta numa submersão durável), o que significa que a linha da costa é deslocada para o continente ; (ii) O inchaço causa a fracturação das rochas da superfície do fundo do mar, estabelecendo uma circulação hidrotermal a uma profundidade de 5 km ou mais ; (iii) O calor é, rapidamente, perdido e o sistema de dorsais médias oceânicas colapsa (como uma panqueca) criando uma rápida regressão, isto é, um deslocamento importante da linha da costa para o mar devido a deposição de sedimentos que grosseiramente, preenchem o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Isto é, o que acontece a quando da ruptura de um supercontinente e do subsequente alastramento subaério e oceânico entre duas placas litosférica individualizadas. Como, ilustrado nesta figura, que representa, mais ou menos, a teoria de geosuflé de C. Emiliani, em termos modernos de uma ruptura da litosfera, pode mesmo dizer-se, em termos de estratigrafia sequencial, que a fase transgressiva do ciclo de invasão continental posterior ao supercontinente considerado como, por exemplo, que a fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, corresponde à ingressão marinha provocada pelo inchaço da geopanqueca e que a fase regressiva corresponde ao colapso da geopamqueca induzido pelo arrefecimento criado pela circulação hidrotermal. Igualmente, as transgressões (conjunto de regressões sedimentares cada vez menos importantes que, colectivamente, têm uma geometria retrogradante) e as regressões (o conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante) associadas com aumento e diminuição do volume de gelo durante os períodos de glaciação (glacioeustasia) têm dinâmicas o conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante. As transgressões sedimentares são lentas (duram, mais ou menos, cerca de 80 000 anos). As regressões sedimentares são mais rápidas, elas duram, mais ou menos, 10 000 anos. Efectivamente, é necessário muito mais tempo para depositar o gelo no continente do que para o derreter. A troca de calor entre as calotas de gelo e o oceano arrefece a superfície da água, que tornando-se mais fria e mais densa se afunda sendo substituída por água mais quente vinda do fundo. A formação de calotas de gelo requere uma arrefecimento de toda a coluna de água, o que não é o caso durante a deglaciação ou degelo, o qual espalha em superfície uma camada de água pouco salgada. Como seguido neste glossário, o termo ingressão marinha é usado para designar o deslocamento da linha da costa para o continente, quando o nível do mar sobe de maneira significativa, enquanto que o termo regressão sedimentar designa para o deslocamento da linha da costa quer o nível do mar suba ou desça, uma vez que o deslocamento se realiza durante o período de estabilidade do nível do mar entre as ingressões marinhas. Numa ingressão marinha não há deposição. Desde que há deposição (clástica) ela ocorre sempre como uma numa regressão. O conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas formam, colectivamente, o que a maior parte dos geocientistas chamam transgressões ou transgressões sedimentares.

(*) Como a quantidade de água sob todas as forma é considerada constante desde à formação da Terra, desde que o volume das dorsais médias oceânicas aumenta, obviamente, o volume das bacias oceânicas diminui o que induz uma subida significativa do nível do mar absoluto ou eustático ou seja uma ingressão marinha.

Geostrófica (corrente)................................................................................................................................................................................................................Geostrophic

Géostrophique (courant) / Geostrófica (corriente) / Geostrophische (Storm) / 地转（电流） / Геострофический поток / Corrente geostrofica /

Corrente oceânica que se escoa ao longa de linhas que não correspondem ao máximo de declive, devido ao efeito de Coriolis. O movimento da água, resultante do balanço entre a força da gravidade e a deflexão causada pela força de Coriolis, é uma corrente geostrófica. As correntes geostróficas contribuem muito para a formação das grandes correntes superficiais oceânicas (giros).

Ver : « Efeito de Coriolis »
&
« Corrente de Ondulação »
&
« Correntes de Superfície »

Figura 349 (Geostrófica, corrente) - Se localmente a superfície dos oceanos é inclinada há uma variação de da pressão hidrostática ao longo de superfícies horizontais em profundidade (gradientes horizontais de pressão) e água tende a deslocar-se das área de alta a pressão (onde o nível do mar é mais alto, ou sejam da área com maior coluna de água) para as área de baixa pressão (nível do mar mais baixo, quer isto dizer, as área com mais pequena coluna de água) afim de eliminar as diferenças horizontais de pressão. A força que dá origem a este movimento designa-se por força do gradiente horizontal de pressão. Inicialmente há um movimento acelerado descendente da água, ao longo do gradiente de pressão. até que força de Coriolis, que actua sobre a água em movimento, seja equilibrada pela força do gradiente horizontal de pressão. Em tais condições, a corrente está em equilíbrio geostrófico e designa-se por Corrente Geostrófica. Assim, em condições de equilíbrio geostrófico a força do gradiente de pressão e a força de Coriolis (*) anulam-se e o movimento da água tem uma velocidade constante ou velocidade geostrófica (lei da inércia). Assim, pode dizer-se que uma corrente geostrófica resulta do equilíbrio entre as forças gravitacionais e o efeito Coriolis. O efeito gravitacional é controlado pela inclinação da superfície do mar e a densidade da água é controlada por mudanças horizontal de temperatura e salinidade. As correntes geostróficas são ondas de inércia nos oceanos (tipo de onda mecânica que ocorre nos fluídos em rotação e ao contrário de ondas gravitárias de superfície que se observam nas praias ou nas banheiras, as ondas de inércia percorrem a maior parte do fluido, e não unicamente a superfície). As correntes geostróficas deslocam a água horizontalmente, e como o calor e a salinidade estão envolvidos, a circulação geostrófica é um tipo de circulação termohalina. A circulação termohalina é um termo um pouco mais geral, que engloba tanto a circulação das massas de água horizontal e verticalmente. A circulação termohalina controla a distribuição vertical da temperatura e da salinidade nos oceanos e é responsável por movimentos verticais da água que ventila massas de águas profundas do oceano. Uma corrente geostrófica de água ou do vento é uma corrente teórica que resultaria de um equilíbrio exacto entre a força de Coriolis e a força do gradiente de pressão. Esta condição é chamada de equilíbrio geostrófico. A corrente geostrófica é paralela às isóbaras (linhas de pressão constante). Este equilíbrio, raramente, se mantém, exactamente, na natureza. A corrente real quase sempre difere da corrente geostrófico devido a outras forças como o atrito do solo ou a força centrífuga de fluxo de fluido curvo. A corrente (real) seria igual à corrente geostrófica se não houvesse atrito e se as isóbaras fossem, perfeitamente, em linha recta. Fora dos trópicos (paralelos geográficos que delimitam a zona onde a projeção zenital dos raios do Sol ocorre ao menos uma vez ao longo do ano ; ao norte do Trópico de Câncer e ao sul do Trópico de Capricórnio o Sol nunca alcança o zénite do observador) a maior parte da atmosfera, por exemplo, tem um fluxo próximo do escoamento geostrófico. As baixas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas convergentes tendem a elevar o nível do mar (mais ou menos, 1 m) . As altas pressões atmosféricas e as correntes marinhas divergentes tendem a baixar de, mais ou menos, 1 m a superfície do nível do mar. A água escoa dos altos para os baixos, mas não flui ao longo do declive máximo, mas ao longo de linhas de contorno devido ao efeito de Coriolis. No que diz respeito ao ar, quando o ar é relativamente frio, ele desce lentamente e comprime o ar que está por baixo, causando uma maior pressão, que embora seja causada pelo ar frio, provoca um tempo quente e com Sol, uma vez que ao descer o ar, impede a formação de nuvens, originando um céu limpo. Quando o ar quente se eleva, cria, por baixo dele, uma zona de baixa pressão o que significa mau tempo, uma vez que ao arrefecer o vapor de água se transforma em nuvens que podem produzir chuva, neve, etc.

(*) A força de Coriolis surge como consequência de observarmos os movimentos de uma corrente (ar, água) num sistema de coordenadas não inercial, isto é, um sistema de coordenadas fixo sobre a superfície, que gira com ela. As leis de Newton do movimento são válidas para sistemas de referência inerciais (sem aceleração). Para usá-las num sistema não inercial pode-se adaptar as leis de Newton introduzindo forças fictícias. Um passageiro fixo de um carro que descreve uma curva circular de um certo raio com uma determinada velocidade. Um observador externo constata que o carro e o passageiro estão submetidos a uma aceleração centrípeta que muda continuamente a direção de sua velocidade. O passageiro fixo ao carro está, contudo, em repouso em relação a um sistema de coordenadas também fixo ao carro. Para expressar esta condição de repouso (ou força resultante nula), usando as leis de Newton, é necessário adotar a existência de uma aceleração centrífuga de maneira tal que a força resultante seja nula. No caso do movimento do ar ou da água segundo um sistema de coordenadas que gira junto com a Terra, aparecem duas forças fictícias: a força centrífuga e a força de Coriolis.

Geotermómetro...........................................................................................................................................................................................................Geothermometer

Géothermomètre / Geotermómetro / Geologische Thermometer / 地质温度计 / Геологический термометр / Termometro geologico /

Mineral, rocha ou propriedade que permite de determinar, aproximadamente, o enterramento máximo de um intervalo sedimentar. A combinação da cristalinidade da ilite (mineral argiloso, KAl2(SiAl)4O10(OH)2nH2O, de estrutura intermediária entre a moscovite e a montmorilonite) e da reflectância da vitrinite (um dos componente principais dos carvões e de muitos cerogénios sedimentares) pode ser utilizada como um geotermómetro. Os geotermómetros são muito úteis na pesquisa petrolífera.

Ver : «Meta-argilito»

Giro do Atlântico Norte.............................................................................................................................................................North Atlantic Gyre

Gyre de l'Atlantique Nord / Giro de Norte Atlántico / North Atlantic Gyre /北大西洋环流 / Североатлантический круг / Giramento Nord Atlantico /

Turbilhão da corrente geostrófica marinha do Norte Atlântico, no qual se podem distinguir quatro 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 da água para o interior devido ao transporte de Ekman.

Ver : «Corrente Oceânica»

Glacioeustasia...........................................................................................................................................................................................................................Glacio-Eustasy

Glacio-eustasie / Glacioeustasia / Glacioeustasy / Glacioeustasy（地质学) / Глациоэвстазия (образование ледников) / Glacio-eustatismo /

Eustatismo induzido pelas variações climáticas, isto é, criado pelos ciclos glaciação / degelo (deglaciação). Eustatismo criado pelas variações da criosfera (parte da superfície da terra que está congelada permanentemente). Na glacioeustasia, o ajustamento da litosfera, em resposta ao carregamento e descarregamento induzido pela adição e remoção do gelo das calotas glaciárias, tem que ser tomado em linha de conta. A glacioeustasia ou glacioeustatismo tenta explicar as variações globais do nível do mar, principalmente, durante o Quaternário, como a consequência das variação do volume do gelo sobre os continentes e oceanos, e sugere que a um período glaciário corresponde uma regressão marinha e que a um período interglaciar correspondem uma ingressão marinha.

Ver: « Eustasia »
&
« Levantamento Isostático »
&
« Eustatismo »

Figura 350 (Glacioeustasia) - A glacioeustasia, que é controlada pelas variações o volume da água dos oceanos, é uma das principais causas das variações do nível do mar absoluto ou eustático (as outras principais causas são a tectonicoeustasia, que é controlada pela variações do volume das bacias oceânica e a geoidaleustasia, que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade). A glacioeustasia e a tectonicoeustasia são variações eustáticas, que, por vezes, são consideradas, globalmente, uniformes. Contudo para muitos geocientistas, elas não podem ser nem globais nem uniformes, uma vez que qualquer causa do nível do mar afecta, igualmente, o geoide terrestre. Se isto é verdade, nenhuma curva eustática é válida globalmente. Durante o degelo das calotas glaciárias, em resposta à carga da água adicionada às bacias oceânica, o nível do mar será deprimido, e em resposta à carga removida (onde as calotas glaciárias derreteram), o continente será levantado. A redistribuição do material no interior da Terra é afectada pela sobrecarga e forcará, ainda mais, as variações da superfície do oceano (induzidas pelas anomalias da gravidade) e, assim, mais redistribuições da água serão necessárias para tentar igualizar o potencial gravítico. Este contínuo processo retroactivo gravítico entre as calotas glaciárias, oceanos e o continente é o processo que, por fim, determina a assinatura do nível do mar absoluto, que é observado em todo os lugares onde o continente e o oceano se encontram. Todavia, unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (superiores a 10 m) e rápidas ( duração inferior a 1 My). Durante uma glaciação, o peso das camada de gelo (3-4 km de espessura) afunda a litosfera. Quando o gelo funde, a superfície da Terra eleva-se, lentamente, de novo para atingir a posição de equilíbrio. O mecanismo da subsidência crustal é muito semelhante ao de um bloco de madeira que é colocado dentro de um líquido viscoso, um vez que, quando o bloco é libertado, ele vai procurar encontrar uma posição de equilíbrio, que é determinada, principalmente, pela sua densidade. A velocidade a que esse equilíbrio é atingido é controlada pela viscosidade do líquido. O que acontece com o bloco de madeira acontece com a litosfera. Uma espessa camada de gelo obriga a litosfera a mergulhar na astenosfera. Todavia, desde que a pressão causada pelo gelo desaparece uma posição de equilíbrio é restabelecida, lentamente, uma vez que a astenosfera é muito viscosa. São necessários cerca de 15000 anos para que a superfície da Terra recupere a sua atitude original e restabeleça as condições necessárias para uma outra glaciação. Como a quantidade de água sob todas as suas formas é considerada constante desde a formação da Terra (há cerca de 4,5 Ga), é evidente que durante uma glaciação o nível absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado a um ponto fixo que, em geral, é o centro da Terra ou referenciado a um satélite) vai descer e que durante uma deglaciação ou época de degelo o nível do mar vai subir. Isto foi, exactamente, o que se passou durante o Pliocénico / Pleistocénico. O nível do mar começou por descer cerca de 120 metros, criando condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), para depois subir, mais ou menos, o mesmo criando condições geológicas de nível alto (nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia). Todavia, é necessário não esquecer é necessário muito mais tempo para depositar gelo no continente do que para o derreter. A troca de calor entre as calotas e mares de gelo e o oceano arrefece a superfície da água, que tornando-se mais fria e mais densa, a qual se afunda e é substituída por água mais quente vinda do fundo. Isto que dizer que a formação de plataformas de gelo (mares de gelo que não devem ser confundidas com calotas glaciárias) requere uma arrefecimento de toda a coluna de água, o que não é o caso durante a deglaciação ou degelo, que espalha em superfície uma camada de água pouco salgada. O reequilíbrio isostático associado à glacioeustasia deve ser tomada em linha de conta para compreender as variações do nível do mar. É importante não esquecer que nas áreas onde o levantamento (salto crustal) foi importante, os sedimentos foram inclinados (por alongamento) de maneira significativa. No Mar do Norte (offshore da Noruega), por exemplo, o levantamento crustal (salto crustal para certos geocientistas) em resposta à fusão do gelo, é actualmente cerca 1500 metros, o que tem implicações importantes na pesquisa dos sistemas petrolíferos, uma vez que ele implica uma desmigração (remigração para certos geocientistas) dos hidrocarbonetos e, em certos casos, uma destruição total ou parcial, das armadilhas que poderiam ter estado saturadas com hidrocarbonetos.

Glacioisotasia.............................................................................................................................................................................................................................Glacio-isostasy

Glacio-isostasie / Glacio-isostasia / Glazialisostasie / 冰河地壳均衡 / Глациоизостазия / Glacio-isostasia /

Hipótese que assume que o peso das calotas e mantos glaciários provoca um afundamento dos continentes e que o levantamento dos mesmos, devido ao degelo, mantém o equilíbrio isostático (processo de compensação de peso de um corpo menos denso e um corpo mais denso) o qual se pode exemplificar pela altura de um icebergue: quanto maior for a altura de um icebergue acima da água do mar mais profunda é a sua base, debaixo da água.

Ver: «Isostasia»

Global (evento geológico)...................................................................................................................................................................................................................................Global

Global (événement géologique) / Global (evento geológico) / Globalen / 全球 / Глобальный / Globale /

Evento que é à escala global ou que se aplica à superfície inteira da Terra. Sinónimo de Planetário (geologia).

Ver: « Estratigrafia Sequencial »
&
« Correlação »
&
« Discordância »

Figura 351 (Global, evento, acontecimento geológico) - Na estratigrafia sequencial, o evento associado com a discordância SB. 30 Ma (superfície de erosão de idade de 30 milhões de anos atrás) é, provavelmente, o evento global mais difícil de refutar. Neste contexto, o termo refutar implica, necessariamente, uma hipótese. Em Geologia, como aliás em qualquer outra ciência (excepto na Matemática) não existem certezas, tudo são hipóteses. Desde que uma hipótese é refutada, várias vezes, ela é substituída por outra mais robusta, que, provavelmente, também será refutada mais tarde. Por outras palavras, uma hipótese não é boa porque ela se verifica muitas vezes, mais sim porque é difícil de a falsificar ou refutar, o que quer dizer, que é o critério de refutação e não o critério da verificação (a verdade não existe em ciência) que determina a robustez de uma hipótese. A hipótese de que a discordância SB. 30 Ma, que é muito bem visível nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Camarão (ver autotraço mais preciso da mesma linha, no canto superior esquerdo da figura), ocorreu em todas as partes do mundo é corroborada por todas as linhas sísmicas regionais tiradas através do mundo e, que eu saiba, ela ainda não foi refutada. Pessoalmente, nunca conseguimos corroborar de uma ausência de uma erosão submarina (SB. 30 Ma) importante entre os sedimentos do Paleocénico e Oligocénico, como a que está ilustrada nesta tentativa de interpretação. Isto é verdade, não só para as margens divergentes (de tipo Atlântico e não Atlântico), mas também para as margens convergentes. Todavia, é muito possível que no futuro alguém mostre o contrário. Esta discordância que, localmente, pode estar reforçada pela tectónica, corresponde, necessariamente, a uma descida significativa do nível do mar absoluto ou eustático eustático (referenciada a um ponto fixo que, geralmente, é o centro da Terra ou um satélite) e não do nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, quer seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica) que mudou de maneira, mais ou menos, drástica as condições geológicas de nível alto par nível baixo (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Efectivamente, como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, as condições de nível alto do mar eram, preponderantes, durante o Paleocénico, mas de nível baixo durante o Oligocénico Inicial e Médio. Antes da discordância SB. 30 Ma, a qual é aqui sublinhada pelo preenchimento de um canhão submarino, o nível do mar estava quase sempre mais alto do que o rebordo da bacia, enquanto que a partir da discordância e, durante a parte inicial do Oligocénico, o nível do mar estava mais baixo do que o rebordo da bacia. Isto explica, em parte, o grande desenvolvimento dos sistemas de deposição turbidítica, que fossilizam uma grande parte dos canhões submarinos induzidos pela descida significativa do nível do mar absoluto, como é o caso, em quase todos os offshores da África do Oeste e do Este da América do Sul. A descida significativa do nível do mar absoluto, que induziu discordância SB. 30 Ma, que é considerada, pela maior parte dos geocientistas como um evento geológico global, parece ter sido o resultado da formação da calota glaciária (sobre o continente) e da plataforma glaciária (ou mar de gelo) da Antárctica. Embora a formação desta calota tenha começado, mais ou menos no Oligocénico, a sua extensão máxima (*) (plataforma e mar de gelo incluída) foi atingida, mais ou menos, há 19 000 anos (Burdigaliano). Em seguida, o gelo começou a derreter. Actualmente, a retrogradação da plataforma de gelo da Antárctica é cerca de 450 km, o que quer dizer, que ela retrogradou, em nédia, 24 metros por ano.

(*) A extensão máxima das calotas de gelo e dos mares de gelo nos hemisférios Norte e Sul) foi atingida durante a última idade do gelo. O alcance máximo de expansão foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. O derretimento simultâneo, foi, provavelmente, causado por mudanças na circulação das águas profundas do Oceano Atlântico, que transportaram água mais quente para margem continental da Antárctica. A retrogradação de 450 km da calota e do mar de gelo da Antárctica, contribuiu, fortemente, para a subida pós-glaciação do nível do mar absoluto ou eustático (mais ou menos, 130 metros). A contribuição dos mares de gelo é nula, uma vez que a água é mais densa do que o gelo.

Gondwana...........................................................................................................................................................................................................................................................Gondwana

Gondwana / Gondwana / Gondwana / 冈瓦那大陆 / Гондвана / Gondwana /

Pequeno supercontinente do sul da Pangeia no fim do Pérmico. O termo Gondwana significa “Terra dos Gonds” (povo do subcontinente indiano), o que quer dizer, que o termo «Gondwanaland», que se encontra em muitos livros e publicações, é uma tautologia.

Ve : « Supercontinente »
&
« Subducção Tipo-A (Ampferer) »
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« Rodínia »

Figura 352 (Gondwana) - Este esquema da paleogeografia no inicio do Triásico, quando toda a massa continental estava rodeada por um único oceano, chamado Pantalassa, que em grego, quer dizer, “todos os mares juntos”, mostra a distribuição e as idades, mais prováveis, das principais zonas de fracturação (bacias de tipo rifte) ao longo das quais o supercontinente Pangeia (*) se partiu. Dois enormes fragmentos crustais são evidentes: (i) O pequeno supercontinente Laurasia, localizado na parte Norte do supercontinente Pangeia e (ii) o pequeno supercontinente Gondwana, na parte Sul. Cada um destes fragmentos continentais fracturou-se em vários continentes que se separam uns dos outros à medida da expansão ou alastramento oceânico (formação de nova crusta oceânica ao longo das dorsais média oceânicas). Nas bordaduras dos continentes formaram-se margens continentais divergentes que fossilizam as bacias de tipo rifte, criadas durante a fase de alargamento (“rifting”) que precedeu a ruptura da litosfera do supercontinente. Quando o supercontinente Pangeia (termo que vem da junção de dois termos gregos “pan”, que significa junto e “Geia” ou Gaia que é a Deusa da Terra) se formou o nível do Pantalassa era muito baixo, uma vez que o volume da bacia oceânica era muito grande, visto que o numero de placas litosféricas era muito pequeno assim como o volume das montanhas oceânicas (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde há 4,5 Ga, isto é, desde a formação da Terra). Os continentes individualizados pela fracturação dos pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia começaram a dispersar-se e afastar-se uns dos outros. O volume das bacias oceânicas diminuiu, devido a formação das dorsais oceânicas, quer isto dizer, das montanhas oceânicas e da formação de nova crusta oceânica. Esta diminuição de volume provocou uma subida do nível do mar absoluto ou eustático, que inundou os continentes induzindo assim a formação de plataformas continentais sobre as quais se depositaram, durante os períodos de estabilidade do nível do mar que seguem os incrementos da ingressão marinha, intervalos sedimentares transgressivos caracterizados por uma geometria global retrogradante. O nível do mar absoluto ou eustático é global e referenciado ao centro da Terra ou um satélite. Ele é dependente de: (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. Cesare Emiliani (**), em 1992, deu o nome de “transgressões” ao conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares associadas, cada vez menos importantes que, colectivamente, criam uma geometria global retrogradante. Isto quer dizer, que não só os sedimentos clásticos vêm do continente mas que, ao nível de um ciclo sequência, a deposição progradante dos sedimentos que formam os intervalos ditos transgressivos (paraciclos sequência), faz-se, unicamente, durante a fase de equilíbrio do nível do mar relativo (***) que segue cada uma das subidas do nível do mar relativo (em aceleração), entre as quais não há, obviamente, descidas do nível do mar relativo, caso contrário, não seria um paraciclo eustático, mas um ciclo eustático. Embora nos dados sísmicos a geometria progradante (regressão sedimentar) dos paraciclos sequência seja, por vezes, difícil de observar, devido a resolução sísmica, ela é evidente nos testemunhos de sondagem de tais intervalos. Na história da Terra as maiores transgressões marinhas globais, segundo E.C. Emiliani, são : A) Miocénico Médio (13 Ma), subida do nível do mar de ± 135 metros ; B) Cretácico Tardio (70-90 Ma), subida do nível do mar absoluto de ± 350 metros, C) Ordovícico Inicial (480-505 Ma), subida do nível do mar absoluto de ± 350 metros. As principais descidas globais do nível do mar absoluto ocorreram no Pleistocénico (0-3 Ma), mais ou menos 120 m, Oligocénico Tardio (30 Ma), ± 200 m e Jurássico Inicial (190 Ma) com uma descida do nível do mar eustático de cerca de 165 metros.

(*) Na história da Terra, os geocientistas consideram : (i) Supercontinentes como, por exemplo, o Rodínia (Protopangeia) e a Pangeia ; (ii) Pequenos super continentes, como, por exemplo, o Laurásia e o Gondwana e (ii) Continentes como o Báltica, Laurência, Sibéria, etc.. Certos geocientistas além desta massas de terra passadas consideram também, de maneira especulativa, futuras massa de terra como: o Amasia, Novo pangeia e Pangeia Última.

(**) Cesare Emiliani, 1992- Planet Earth, Cosmology, Geology, and the Evolution of Life and Environment, Cambridge University Press. ISBN 0-521-40123-2-

(***) O nível do mar relativo é o principal responsável das ingressões marinhas ao nível hierárquico dos ciclos sequência, mas ao nível dos subciclos e ciclos de invasão continental, o principal responsável é o nível do mar absoluto ou eustático.