Idade Relativa............................................................................................................................................................................................................................Relative Age

Âge relatif / Edad relativa / Relative alter / 相对年龄 / относительный возраст / Età relativa /

Idade aproximada das rochas, fósseis ou minerais, determinada por comparação, isto é, se elas ou eles são mais novas ou mais velhas do que as circunvizinhas.

Ver: " Tempo Geológico"
&
" Biostratigrafia "
&
" Escala do Tempo (geológico )"

Figura 363 (Idade Relativa) - Actualmente, a idade relativa das rochas ou dos fósseis é para a maioria dos geocientistas uma evidência. Há 200 anos, este conceito foi uma das grandes descobertas da Geologia. O verdadeiro tempo geológico representado por uma camada é desconhecido ou uma matéria de opinião. Nenhuma taxa de deposição pode ser determinada, de maneira exacta. A idade relativa é estimada a partir das relações estratigráficas e estruturais, como, por exemplo, a sobreposição ou tipo de fósseis, uma vez que as idades relativas e as sucessões dos fósseis foram desde há muito tempo determinadas pelos paleontologistas. As medidas de desintegração dos isótopos radioactivos, como, o urânio, rubídio, argon e carbono, que permitiram aos geocientistas determinar com precisão a idade, em anos, das formações geológicas, são conhecidas como determinações da idade absoluta. Embora, estas determinações sejam conhecidas como absolutas é preciso não esquecer que elas implicam um erro potencial (erro do método) e que, por conseguinte, elas não são exactas. Ao contrário, certas acumulações sazonais, relativamente, recentes, como as varvas (*), podem ser contadas e, assim, dar a idade absoluta de uma acumulação. Nesta figura estão ilustrados dois exemplos, da mesma bacia, de determinação de idades relativas. No primeiro (Dobras, Discordâncias) está representada um discordância (superfície de erosão) induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo que foi, localmente, reforçada pela tectónica (discordância angular, como dizem certos geocientistas). No segundo, a superfície de erosão induzida pela descida significativa do nível do mar, aplanou um intervalo sedimentar que foi deformado por um regime tectónico extensivo que alargou os sedimentos por falhas normais. Mais tarde, uma subida d nível do mar relativo do mar permitiu o deposito de uma série sedimentar (11 e 12) que fossilizou os intervalos pré-discordância (1, 2, 3, 4, 5, etc.). Em ambos os exemplos, o intervalo 11 é mais antigo do que o intervalo 12 e mais recente que o intervalo 5, no primeiro exemplo, e que o intervalo 4 no segundo exemplo. A idade relativa da discordância é entre 5 e 11, para o primeiro exemplo e entre 4 e 11 para o segundo. Na realidade, a idade relativa da discordância pode ser de 10 ou de 8. Tudo depende do conhecimento que o geocientista tem da região. De facto, quando um geocientista diz que a idade de uma discordância é de 65 Ma, por exemplo, é porque ele sabe a que idade dos cones submarinos de bacia (CSB) associados com essa discordância é de 65 Ma, isto é, o tempo geológico do hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes e sobrejacente à discordância ou à paraconformidade correlativa, em água profunda (o hiato corresponde ao tempo geológico dos estratos que foram removidos e não ao tempo em que a erosão ocorreu). Da mesma se um geocientistas diz que nos esquemas ilustrados acima a discordância têm uma idade 8, por exemplo, ele está a dizer, que a idade dos cones submarinos de bacia associados com a descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que induziu a superfície de erosão responsável desta discordância é 8. Esta idade sugere, de maneira relativa, que na região em causa, a idade do hiato mínimo entre os sedimentos subjacentes e sobrejacentes à discordância e 8. Dentro de um ciclo sequência, a idade relativa dos cones submarinos da bacia é dada pela idade dos argilitos pelágicos que formam dentro de um lóbulo turbidítico a camada E, na terminologia de Bouma. De facto, Um lóbulo turbidítico é constituído por um estrato arenoso com um grande continuidade lateral, grano crescente para cima, com marcas de ondulação, marcas de base de camada, turboglifos e marcas de objectos e uma camada argilosa pelágica (camada E de Bouma), depositado como um único evento, no qual as variações d energia do escoamento gravitário confere à camada feições típicas. A sequência de Bouma típica de um lóbulo turbidítico inicia-se com: 1) Uma camada A, de base abrupta, com uma de espessura da ordem dos decímetros, de arenito grosso a médio granodecrescente para cima ascendente ; 2) Uma camada B de arenito com laminação plano-paralela ; 3) Uma camada C caracterizada pela presença de laminações cruzadas de inclinação crescente para cima ; 4) Uma camada D formada por siltitos com laminações paralelas associados ao escoamento turbidítico e 5) Uma camada E formada por argilitos pelágicos.

(*) Cada uma das camadas sedimentares de pequena espessura depositadas de maneira sazonal no fundo dos lagos, que têm uma estrutura típica lamelar com uma alternância de sedimentos de arenosos ou siltosos de cor clara, depositados no verão, e sedimentos argilosos escuros, depositados no inverno. Quando o lago é do tipo glaciário, as varvas são chamadas varvas glaciolacustres.

Impacto (asteróides e cometas)............................................................................................................................................................................................................Impact

Impact (astéroïdes et comètes) / Impacto (asteróides y cometas) / Impakt / 撞擊事件 / Столкновение (астероидов и комет) / Impatto astronomico /

Estrutura formada na superfície da Terra pela queda de um asteróide ou de um cometa. Os impactos de asteróides e cometas ocorreram com uma relativa frequência, durante o Quaternário. Um desses impactos criou uma importante cratera, no Arizona, com cerca de 1200 metros de diâmetro e 180 metros de profundidade.

Ver: « Princípio Geológico »
&
« Tempo Geológico »
&
« Colisão Continental »

Figura 364 (Impacto, asteróides e cometas) - Os impactos ou melhor as crateras de impacto são estruturas geológicas formadas quando um meteoro, um grande asteróide ou cometa colide contra um planeta ou um satélite. Todos os corpos internos do sistema solar foram, fortemente, bombardeados por meteoritos durante sua história. As superfícies da Lua, Marte e Mercúrio, onde a maior parte dos processos geológicos pararam desde há muitos milhões de anos, o registo de tal bombardeio é muito evidente. Todavia, na Terra, que foi muito mais bombardeada do que a Lua, as crateras de impacto desapareceram de maneira, mais ou menos, contínua pela erosão e deposição, mas também pela actividade vulcânica e tectónica. Unicamente, cerca de 120 crateras de impacto foram até hoje reconhecidas na superfície terrestre. A maioria foi encontrada nos cratões, geologicamente, estáveis da América do Norte, Europa e Austrália. Esta figura ilustra a Cratera Meteor (ou cratera de Barringer), no Arizona, que foi talvez a primeira cratera de impacto reconhecida na Terra. Ela foi identificada em 1 920 por trabalhadores que descobriram fragmentos do meteorito (pequeno meteoro) dentro da cratera que ele provocou. Supõe-se que este impacto ocorreu há, mais ou menos, 50 000 anos, quando um meteorito de, mais ou menos, 50 metros de diâmetro e com uma velocidade de cerca de 40000 km/h colidiu com a Terra, criando uma cratera com 200 metros de profundidade e cerca de 1,6 quilómetro de diâmetro. Antes do impacto, parte do asteróide se partiu, criando uma nuvem de fragmentos de ferro e que, aproximadamente, metade das 300 mil toneladas originais permaneceu intacta e atingiram a Terra. No dia 30 de Junho de 1908, um asteróide (pequeno corpo celeste que gravita à volta do Sol) de grande tamanho explodiu acima da superfície da Sibéria (evento de Tunguska) esmagando centenas de quilómetros de floresta (próxima ao rio Podkamennaya Tunguska), mas, curiosamente, quase não deixou traços extraterrestres. Hoje em dia, utilizando satélites especiais, os cientistas têm monitorado meteoritos do tamanho de automóveis explodindo no ar. Várias outras crateras, relativamente, mais pequenas, com fragmentos do meteorito no seu interior, foram durante muitos anos a única evidência para corroborar a hipótese de um impacto. Os geocientistas realizaram que a maior parte das vezes os resíduos do meteoro, não sobrevivem à colisão. Nas colisões causadas por grande meteoros, enormes pressões e temperaturas são criadas, o que pode, completamente, vaporizar o meteoro, derrete-lo, totalmente, ou formar uma mistura com as rochas derretidas. Depois de alguns milhares de anos, qualquer componente detectável de um meteoro pode desaparecer completamente. Em certos casos, uma abundância, relativamente, importante de elementos ferruginosos não terrestres pode ser detectada nas rochas fundidas pelo impacto. Quando, em 1991, A. Hildebrand et al., (1991) sugeriram que estrutura circular, de 180 km de diâmetro, enterrada na península de Yucatán (México), é uma cratera de impacto. Os geocientistas que trabalharam na pesquisa petrolífera dessa área, compreenderam, finalmente, o grande padrão circular visível na carta gravimetria da área, assim como a estratigrafia encontrada pelos poços de pesquisa perfurados dentro e junto dessa estrutura circular: uma sucessão de rochas ígneas andesíticas (com uma composição química e isotópica semelhantes às dos tectitos (*) ), interstratificadas e cobertas por brechas que contêm evidências de metamorfismo de choque (pressões acima dos megabars) y temperaturas acima de los 10000 ºC ou mais). Actualmente, a maior parte dos geocientistas pensam que o impacto aconteceu no Cretácico Tardio, há cerca de 66 milhões anos atrás, e que foi, provavelmente, uma das razões da extinção de numerosos grupos de animais e plantas, incluindo os dinossauros. Evidências sugerem que o meteoro poderia ter sido um pedaço de um asteróide muito maior que se fragmentou numa colisão no espaço distante há mais de 160 milhões de anos. Em março de 2010, geocientistas de mais de 33 instituições internacionais reviram os dados disponíveis e concluíram que o impacto em Chicxulub é certamente uma das causas as extinções em massa no limite K–T incluindo a dos dinossauros. Todavia, para outros geocientista, o meteoro que atingiu o planeta há 66 milhões de anos não foi o único culpado uma vez que grandes erupções vulcânicas, em particular, os escoamentos de lava no planalto de Deccan (Índia) parecem ter sido causadas pelo impacto. Todavia, P. Rene da Universidade da Califórnia em Berkeley, que estudou tais escoamento diz "Com base na nossa datação da lava, podemos estar bastante seguros de que a actividade vulcânica e o impacto aconteceram durante os 50 mil anos durante os quais ocorreram a extinção”. (http://news.berkeley.edu/2015/10/01/asteroid-impact-volcanism-were-one-two-punch-for-dinosaurs/).

(*) Rochas de vidro natural com dimensões de alguns centímetros que se crê terem sido formadas como resultado de impactos de grandes meteoritos com a superfície da Terra.

Inclinação(camada)...........................................................................................................................................................................................................................................................Dip

Inclinaison / Inclinación / Inklination / 地质浸 / Искривление скважины /Inclinazione

Ângulo máximo pelo qual uma camada ou outro objecto sedimentar, plano, desvia da vertical. A inclinação de uma camada é medida no plano perpendicular à sua direcção. Ângulo formado pela linha de maior declive, traçada na superfície da camada, e a sua projecção sobre o plano horizontal.

Ver : « Configuração dos Estratos »
&
« Estrato »
&
« Inclinação Deposicional »

Figura 365 (Inclinação, camada) - Os termos direcção e inclinação referem-se aqui orientação e atitude de um elemento geológico. A direcção de uma camada ou de uma falha ou de qualquer outro elemento geológico plano é a linha que representa a interseção desse elemento com um plano horizontal. Num mapa geológico, isto é representado por um pequeno traço orientado paralelamente à direcção. A inclinação é o ângulo mais íngreme de uma camada ou de um plano em relação a um plano horizontal. A inclinação de uma camada ou grupo de camadas pode ser deposicional ou estrutural. A inclinação deposicional é original. Ela corresponde ao ângulo com a qual uma camada ou um grupo de camadas se depositaram. A escala macroscópica (isto é, à escala de uma bacia sedimentar), a inclinação deposicional é sempre em direcção da parte mais profunda da bacia. A inclinação estrutural, é a inclinação de uma camada ou de um grupo de camadas obtida em resultado de uma deformação tectónica, quer ela seja induzida por um regime tectónico em extensão (alargamento) ou em compressão (encurtamento). O termo "compressão" pode enganar, uma vez que pode haver alargamento com um esforço tectónico positivo. Num regime em extensão (σ1 vertical, isto é, com o esforço efectivo principal vertical), as rochas são alargadas por falhas normais (não existem falhas normais verticais) e as camadas inclinam, quase sempre, na direcção da zona de subsidência criada pela extensão. É por isso que quando o regime extensivo é contemporâneo da deposição, a espessura das camadas e, consequentemente, a inclinação, aumenta em direcção da zona de subsidência criada pela extensão. Nos regimes em compressão (σ1 horizontal), as rochas são encurtadas, o que implica um levantamento, quer isto dizer, que, provavelmente, vai haver uma superfície de erosão associada e não uma subsidência, como é o caso num regime extensivo. O encurtamento pode fazer-se pela formação de dobras (anticlinais e sinclinais) ou pelo desenvolvimento de falhas inversas. Em ambos os casos, quase sempre, as camadas inclinam em direcção oposta à zona levantada. Todavia, num anticlinório (grande anticlinal com pequenos anticlinais e sinclinais nos flancos), globalmente, as camadas inclinam em direcção oposta ao levantamento, embora nos flancos se encontrem inclinações com polaridade diferente. Estas inclinações, aparentemente, anómalas, em relação à estrutura macroscópica, respeitam a mesma regra, mas a uma escala mesoscópica, uma vez que os anticlinais e sinclinais localizados nos flancos do anticlinório têm uma outra ordem de grandeza. Não esqueça que o que deforma as rochas não é o esforço tectónico (σt), mas os esforços efectivos (σ1, σ2, σ3), isto é, a soma da pressão geostática (σg), da pressão hidrostática ou pressão dos poros (σp) e do vector tectónico (σt), cujo elipsóide pode ser levantado, isto é, estreito (σ1, quer isto dizer, o eixo maior vertical), quando o regime tectónico é em extensão, ou oblongo, isto é, deitado (σ1 horizontal) quando o regime tectónico é em compressão. A pressão geostática (σg) de um ponto é o peso da coluna sedimentar acima desse ponto. A pressão hidrostática ou pressão dos poros (σp) é a pressão exercida pela coluna de água de um ponto de uma rocha até a profundidade. O vector tectónico (σt) representa a força tectónica, em geral, horizontal, a qual é quase sempre induzida pelo movimento das placas litosféricas. Uma atenção muito particular tem que ser tomada no qua diz respeito a inclinação dos reflectores sísmico, uma vez que uma linha sísmica é uma secção tempo e não uma secção profundidade, como é o caso de um corte geológico (a escala natural 1:1 ou não, a escala vertical é sempre métrica). A verdadeira inclinação de um reflector sísmico só poder pode ser obtida numa versão em profundidade e a escala 1:1, que isto dizer, numa versão profundidade da linha sísmica e quando a escala horizontal é igual à escala vertical. Em conclusão: (i) A inclinação de um camada é o mais pequeno ângulo que ela forma com o plano horizontal ; (ii) A direcção de uma camada é dada pelo ângulo formado pela intersecção do plano da camada com o plano horizontal ou seja ângulo entre o Norte e uma linha resultante da intercepção do plano considerado com o plano horizontal ; (iii) A inclinação de uma camada é o ângulo agudo entre o plano horizontal e o plano da camada considerado, medido perpendicularmente linha de intersecção dos planos. No campo, para determinar a inclinação de uma camada com uma bússola com clinómetro pode proceder-se da seguinte maneira; a) Alinhar a direcção E-W da bússola com a linha de referência da bússola ; b) Encostar o grande bordo bússola à camada ; c) Registar o valor da inclinação indicado pelo clinómetro na escala graduada (0° a 90°) ; d) Determinar o quadrante para o qual se verifica o sentido da inclinação desse plano (NE, SW, etc.).

Inclinação Deposicional........................................................................................................................................................................Depositional Dip

Inclinaison de déposition / Inclinación deposicional / Ablagerungprozesse Inklination / 沉积底 / Осадочный уклон / Inclinazione di deposizione, inclinazione deposizionale /

Inclinação de uma camada ou grupo de camadas no momento de deposição. Ao contrário da inclinação estrutural, que é posterior à deposição, a inclinação deposicional ou inclinação de deposição é original. A inclinação deposicional é quase sempre em direcção das partes profundas da bacia.

Ver: « Configuração dos Estratos »
&
« Estrato »
&
« Superfície de Deposição »

Figura 366 (Inclinação Deposicional, de deposição) - Ao contrário do que se pensava inicialmente, nem todas as camadas sedimentares se depositam horizontalmente. Há escala macroscópica (escala das cartas geológicas e das linhas sísmicas), todas as superfícies de deposição têm uma geometria sigmóide. Estas superfícies, que têm um valor cronostratigráfico e que correspondem, quase sempre a reflectores sísmicos (o contrário nem sempre é verdade), são muito mais fáceis de seguir nas linhas sísmicas regionais do que no campo (escala mesoscópica ou do afloramento). Quatro rupturas inclinação principais são visíveis ao longo de uma superfície de deposição: (i) Ruptura da Linha de Baía, que é a ruptura entre a superfície aluvial e a planície costeira (corresponde à linha de baía, que marca o limite entre os depósitos fluviais, depositados com uma inclinação em direcção da planície costeira) e os depósitos costeiros sub-horizontais ; (ii) Ruptura Costeira, que é a ruptura entre a planície costeira / deltaica e o talude deltaico (nas linhas sísmicas, ela corresponde, mais ou menos, à linha da costa que pode ser ou não coincidente com a ruptura da superfície de deposição costeira), ela marca o limite entre os depósitos costeiro/deltaicos sub-horizontais e os argilitos do prodelta (inclinados para o mar) ; (iii) Ruptura Continental, entre a plataforma e o talude continental (corresponde, por vezes, ao rebordo da bacia), que marca o limite entre os depósitos sub-horizontais da plataforma e depósitos inclinados do talude continental e (iv) Ruptura da Base do Talude Continental, que marca o limite entre os depósitos inclinados ou caóticos do talude continental e depósitos pelágicos da planície abissal (os cones submarinos, os quais pertencem a uma outra superfície de deposição que não tem equivalente nem no talude, nem na plataforma de uma bacia). O conceito de linha de baía, a qual enfatiza a primeira linha de ruptura da superfície de deposição (limite entre os depósitos fluviais e do prisma costeiro), foi proposto por Posamentier e Vail (1988), que consideram que : (a) a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente ; (b) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (c) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (d) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (e) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação ; (f) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (g) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore da Argentina, o qual corresponde a uma sobreposição de vários tipos de bacias da classificação de Bally e Snelson (1980): (i) Soco ou cintura dobrada do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte (Mesozóico) e (iii) Margem divergente tipo Atlântico (Cenozóico), as inclinações deposicionais são bem visíveis. Assim, dentro da bacia de tipo rifte (Cretácico), que é separada da margem divergente pela discordância da ruptura da litosfera (SB. 135 Ma) do pequeno supercontinente Gondwana, a ruptura da base do talude deltaico isto é, o limite entre os depósitos inclinados do prodelta e os depósitos sub-horizontais da base do edifício deltaico é bem visível. A presença de cones submarinos proximais, induzidos, por instabilidades da frente de delta, é possível na base do prodelta. Não confunda um delta, que normalmente tem uma espessura inferior a 100 metros com um edifício deltaico que corresponde a uma superposição (progradante) de muitos deltas e que pode ter uma espessura de vários quilómetros. Por outro lado, é importante notar, dentro do intervalo limitado pelas discordância (sublinhadas em vermelho), a terminação tangencial dos reflectores sísmicos para jusante que definem o que em estratigrafia sequencial se chama biséis de progradação falsos, quer isto dizer, que eles se horizontalizam e continuam como unidades estratigráficas independentes que, muitas vezes, são tão finas que não são captadas pela capacidade de resolução do método sísmico.

Incrementação Genética (dos estratos)..........................................................................................Genetic Increment Strata

Incrémentation génétique (des strates) / Incremento genético (de los estratos) / Genetische Inkrement (Schichten) / 遗传增量（地层） / Генетические прирост (страты) / Incremento genetico (strati) /

Conjunto de litologias, geneticamente, associadas dentro de um ciclo sequência. Corresponde, mais ou menos, a um simples cortejo sedimentar ou a um subgrupo de cortejos sedimentares, como, por exemplo, o intervalo transgressivo (IT) ou o prisma de nível alto (PNA), que formam o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA).

Ver: « Fácies »
&
« Fácies vs Ambiente »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 367 (Incrementação Genética, dos estratos) - Em 1838, as diferentes litologias com uma fauna típica foram denominadas fácies (sedimentar) por Amanz 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 das fácies dizendo que : “Os depósitos de uma região com a mesma fácies, 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. 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 de Walther a todo um corpo rochoso, e não unicamente a uma sucessão vertical considerando o “incremento genético de estratos” (IGS ou IGE) 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). Assim, uma incrementação genética de estratos (IGS) corresponde a uma sucessão vertical de estratos cujos componente litológicos laterais (sistemas de deposição ou fácies) estão relacionado, geneticamente, o que quer dizer, que se um componente litológico não se deposita os outros também não. Por outras palavras, a presença de um componente implica, necessariamente, a presença dos outros. Na Estratigrafia Sequencial, uma incrementação genética de estratos, corresponde, mais ou menos, a um cortejo sedimentar, uma vez que um cortejo sedimentar é constituído por um ou vários de paraciclos sequência e que cada paraciclo sequência é uma associação lateral de sistemas de deposição contemporâneos e, geneticamente, relacionados, que se depositam depois de uma subida do nível do mar relativo (paraciclo eustático). São os paraciclos eustáticos que criam as superfícies de ravinamento e o espaço disponível par os sedimentos indispensável para a deposição. Como ilustrado neste esquema, o exemplo típico de uma incrementação genética de estratos (IGS), como, aliás, de um cortejo sedimentar, é um delta e em casos particulares um edifício deltaico. Um delta corresponde a um paraciclo sequência induzido por um paraciclo eustático (subida do nível do mar relativo (*) que, em geral, antecede uma outra subida do nível do mar relativo sem que entre elas haja uma descida), enquanto que um edifício deltaico corresponde a uma sobreposição de deltas, que podem ou não pertencer ao mesmo ciclo sequência. Um delta tem, em geral uma espessura inferior a 100 metros, enquanto que a espessura de um edifício deltaico pode alcançar milhares de metros. Os sistemas de deposição ou fácies de um delta: (i) Siltitos de planície deltaica ; (ii) Areias de frente de delta, (iii) Argilitos de prodelta e, em certos casos, (iv) Areias turbidíticas ou argilitos de base de talude deltaico, estão, geneticamente relacionados (note que pode haver deltas sem planície deltaica). Um sistema deltaico corresponde a uma incrementação genética de estratos (IGE), uma vez que em português incrementar significa crescer ou aumentar. O esquema ilustrado nesta figura corresponde a um edifício deltaico (sucessão de três IGE). Em cada IGE (1, 2 e 3), distinguem-se vários deltas caracterizados por sistemas de deposição (litologias) a, b e c, que se depositaram em três ambientes sedimentares diferentes A, B, C (planície deltaica e frente de delta, prodelta e base de prodelta). As três incrementações genéticas estão, neste caso particular, separadas descidas do nível do mar relativo que induziram três superfícies de erosão que enfatizam três discordâncias. Os deltas, que formam os diferentes edifícios deltaicos, depositaram-se durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue cada paraciclo eustático, e durante o qual a linha da costa se desloca para o mar. À escala das linhas sísmicas e de maneira aproximada, como ilustrado na tentativa de interpretação de um autotraço de uma linha sísmica do Mar Negro, pode dizer-se que uma certa incrementação genética se reconhece ao nível dos ciclos sequência, particularmente, nos intervalos progradantes.

(*) O nível do mar relativo é on nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite.

Ingressão (marinha)................................................................................................................................................................................................................................Ingression

Ingression (marine) / Ingresión / marine-Ingression / 海洋侵入 / Ингрессия (мосркая) / Ingressione marina /

Migração da linha da costa para o continente devido a uma subida do nível do mar relativo. Por vezes, sinónimo de paraciclo eustático, quando a subida do nível do mar relativo é ao nível de um ciclo eustático de 2a ordem (ciclo sequência) e limitada entre duas superfícies de inundação ou de ravinamento.

Ver: « Variação do Nível do Mar Relativo »
&
« Transgressão (ingressão marinha) »
&
« Regressão Marinha »

Figura 368 (Ingressão, marinha) - Uma ingressão marinha corresponde a uma subida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que desloca a linha da costa par o continente, o que aumenta o espaço disponível para os sedimentos ou seja, o que aumenta a acomodação. Isto implica, que durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois da ingressão marinha, a linha da costa e os depósitos costeiros associados deslocam-se para o mar, durante a deposição, sem, no entanto, atingirem a posição que ela e eles tinha antes da ingressão marinha, criando uma regressão sedimentar. Um conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes (subida do nível do mar relativo em aceleração) e das regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, cria um intervalo sedimentar de geometria retrogradante (que se espessa para o continente) que os geocientistas chamam “Transgressões”. Desde que a primeira ingressão marinha (paraciclo eustático) ocorre, o acarreio sedimentar ou terrígeno, torna-se, relativamente, mais fraco (em relação à extensão da plataforma continental), uma vez que a linha da costa se desloca para o continente. Durante a subida do nível do mar relativo não há deposição sedimentar. Forma-se, unicamente, uma pequena erosão, na topografia pré-existente, que cria uma superfície de ravinamento. A deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue a ingressão marinha, a qual precede uma nova subida, sem que nenhuma descida do nível do mar relativo ocorra entre elas. É por isso que na estratigrafia sequencial se fala de paraciclos eustáticos (subidas do nível do mar relativo sem que nenhuma descida relativa exista entre elas) e não de ciclos eustáticos (subidas do nível do mar relativo limitadas entre duas descidas que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Efectivamente, entre cada paraciclo eustático, à medida que os sedimentos se depositam, a linha da costa e os depósitos costeiros deslocam-se para o mar, sem atingirem, a posição extrema que tinham antes da última subida do nível do mar relativo, uma vez que há deficiência de acarreio sedimentar. Isto quer dizer, que o certos geocientistas denominam transgressão sedimentar corresponde, na realidade, a um conjunto ingressões marinhas cada vez mais importantes e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas, o que, globalmente, dá a impressão de um deslocamento contínuo dos depósitos costeiros para o continente. Globalmente, as “transgressões” (o que a maior parte dos geocientistas chamam transgressão) tem uma geometria retrogradante, uma vez que elas correspondem a um superposição regressões sedimentares (intervalos progradantes em direcção do mar) cada vez mais pequenas, separados por superfícies de ravinamento. Estas superfícies sublinham as subidas do nível do mar relativo, cuja amplitude é cada vez maior (subidas em aceleração) antes que uma descida significativa do nível do mar ocorra. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de uma linha sísmica do offshore Este de Bornéu, a partir dos reflectores coloridos em verdes podem deduzir-se as superfícies de ravinamento de um intervalo, coletivamente, transgressivo, cuja espessura aumenta para o continente. As progradações dos sedimentos que fossilizam as superfícies de ravinamento não são visíveis nesta linha sísmica, devido a resolução sísmica. Contudo, elas são perfeitamente observadas nos testemunhos de sondagem dos poços que atravessaram este intervalo sísmico. Tome nota que na terminologia utilizada neste glossário uma “Regressão Sedimentar” é um paraciclo sequência, formado, em geral, por um ou vários cortejos sedimentares, durante o qual a linha da costa e os depósitos costeiros se deslocam para o mar, em geral, sem agradação, enquanto que “Regressões Sedimentares” é o conjunto de regressões sedimentares cada vez mais importantes, que colectivamente têm uma geometria progradante.“Transgressões Sedimentares” é o conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares cada vez menos importantes, por elas induzidas, que, colectivamente, têm uma geometria retrogradante.

(*) Pode falar-se transgressão marinha para designar um avanço do mar sobre o continente. Neste caso uma transgressão marinha (passar para além de) é sinónimo de ingressão marinha (entrar em). Todavia, não se pode falar de transgressão sedimentar visto que nenhum sedimento transgride o continente. Dentro de um ciclo estratigráfico, que ele seja um ciclo de invasão continental ou um ciclo um ciclo sequência, todos os paraciclos sequência, que os formam, são intervalos progradantes que correspondem a regressões sedimentares.

Ingressão Marinha (Golfo do México)...................................................................................................................Marine transgression

Transgression marine / Transgresión marina / Marine Transgression (Golf von Mexiko) / 海侵（墨西哥湾）/ Морская трансгрессия (Мексиканский залив) / Transgressione Marine (Golfo del Messico) /

Quando durante os processos de sedimentação recentes (desde há 5 000 - 7 000 anos), no Golfo do México, a pré-praia dos cordões litorais avançou para o continente, deslocando a linha da costa para jusante, entre 30 e 80 km. Várias vezes, mais ou menos, todos os 1 000 anos, a corrente principal do rio Mississipi mudou de leito criando, diferentes conjuntos de lóbulos deltaicos. A primeira ingressão fez-se, praticamente, sem ravinamento, o qual é importante nas ingressões marinhas seguintes. Não esqueça, que edifício deltaico do Mississipi é caracterizado por: (i) Uma acção das ondas de tal maneira fraca, que a quantidade de areia, que é transportada para a praia é muito inferior à areia dispersa no offshore pelas tempestades ; (ii) Uma diferença entre a maré baixa e alta de cerca de 30 cm, mas que é suficiente para ter um papel importante na sedimentação, uma vez que o gradiente (inclinação) do delta é muito pequeno ; (iii) Uma forte subsidência, induzida pela compactação dos sedimentos recentes (cerca de 30 a 60 cm todos os 100 anos).

Ver: «Delta digitado»

Ingressão Salobra(Golfo do México).....................................................................................................................Brackish transgression

Transgression saumâtre / Transgresión salobre / Brackwasser Übertretung (Golf von Mexiko) / 咸水侵（墨西哥湾）/ Слабоминерализованная трансгрессия (Мексиканский залив) / Trasgressione salmastra (Golfo del Messico) /

Quando os sedimentos aluviais da planície deltaica do Golfo do México, durante os processos de sedimentação recentes (desde há 5 000 - 7 000 anos), foram cobertos por lagos, baías e lagunas (ver ingressão marinha).

Ver: «Delta digitado»

Inlandsis, Manto de  Gelo.........................................................................................................................................................................................................................Inlandsis

Inlandsis / Indlandsis, Calota de hielo, Casquete polar / Eisschild / Inlandsis (冰盖) / Ледниковый купол, покровный ледник / Calotta di ghiaccio /

Manto de gelo de grande espessura e extensão (mais de 50 000 km2), como os que cobrem a maior parte do continente Antárctico e da Gronelândia. Um inlandsis é, na realidade, um grande glaciar e, não deve ser confundido com um mar gelo. O gelo de um inlandsis tem um influência significativa nas variações do nível do mar absoluto ou eustático o que não é o caso de um mar de gelo, uma vez que o gelo é menos denso qua a água do mar e por isso flutua.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Variação do  Nível do Mar Absoluto »
&
« Nível do Mar Geodésico »

Figura 369 (Inlandsis) - Um manto de gelo ou inlandsis é uma massa de gelo glaciar que cobre mais de 50 000 km² de terreno. Os mantos de gelo são maiores que as plataformas de gelo (massa de gelo plana, espessa e flutuante, que se forma onde um glaciar ou manto de gelo descarrega na superfície do oceano) e glaciares. Massas de gelo com área menor que 50 000 km² são designadas calotas de gelo (*), que, tipicamente, alimentam um conjunto de glaciares. Actualmente, existem apenas dois mantos de gelo, um na Antárctica e outro na Gronelândia. Todavia, durante o último máximo glaciar, o manto de gelo Laurenciano cobria grande parte do Canadá e da América do Norte e o manto de gelo do Weichseliano cobria o norte da Europa. O manto de gelo da Patagónia cobria a extremidade meridional da América do Sul. O inlandsis da Antárctica é o nome do manto polar, que cobre maior parte da Antárctica, o qual, em alguns lugares, se prolonga para o mar (Oceano Austral) por uma plataforma de gelo, como, a plataforma de gelo de Ross. O inlandsis da Antárctica, cuja espessura atinge cerca de 4 000 m tem uma superfície de 13,3 x 106 km2, uma espessura média de 1,8 km e um volume de 24 x 106 km3. Este inlandsis formou-se como uma pequena calota de gelo (ou várias) no início do Oligocénico, engrossando-se e adelgaçando-se, sucessivamente, até ao Pliocénico, altura em que passou a ocupar a quase totalidade da Antárctica (para evitar mal entendidos é bom evitar as expressões avanço e recuo do gelo). A extensão máxima das calotes de gelo e dos mares de gelo (hemisférios Norte e Sul), durante a última idade do gelo, são actualmente, relativamente bem conhecida. O seu alcance máximo de expansão foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo, mais ou menos, há 19 ka e, em seguida, o gelo começou a derreter. Actualmente, a retrogradação da calota de gelo da Antárctica, é de cerca de 450 km (± 24 m por ano). Ela contribuiu, fortemente, para os , mais ou menos, 130 metros de subida do nível do mar absoluto ou eustático pós-glaciação. Como ilustrado nesta figura, actualmente o inlandsis da Gronelândia cobre mais de 80% da superfície emersa. Este inlandsis, só se desenvolveu depois do Pliocénico (± 1,6 Ma), mas, aparentemente, com o advento da primeira glaciação, o seu desenvolvimento foi tão rápido que permitiu que os fósseis das plantas que cresciam na Gronelândia, sejam muito melhor preservados do que os seus congéneres da Antárctica. O inlandsis da Gronelândia é muito mais pequeno do que o da Antárctica. Ele tem uma superfície de 1,7 x 106 km2, uma espessura média de 1,6 km e um volume de 2,7 x 106 km3). Se todo o gelo deste inlandsis derrete-se, o nível do mar subiria 77 m (54 m com o reajustamento isostático). Durante a última idade glaciar o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual contrasta com o nível do mar relativo, que é local e referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos) estava mais baixo do que hoje 120 m. A fusão dos mares de gelo não tem nenhum efeito na variação do nível do mar uma vez que a água é mais densa do que o gelo. A formação dos inlandsis faz-se sob mesmo princípio que o das glaciares. Uma acumulação de neve resultantes de um degelo insuficiente provoca uma compactação da neve que expele ar que ela contém e se transforma em gelo. Este gelo é, suficientemente, plástico para se deformar por acção da gravidade ou o seu próprio peso. No caso dos inlandsis é o próprio peso do gelo faz com que ele se mova por escoamento, a inclinação à escalo do continente ou de uma grande ilha é demasiado baixa para provocar um fluxo por gravidade. Um equilíbrio entre o acarreio de neve, o peso do gelo e ablação da neve (sublimação, fusão, formação de icebergues) ocorre quando a massa de gelo estabiliza a sua espessura e extensão. Um inlandsis mantém-se mais por uma ablação fraca que por um acarreio de neve. Durante o verão, a água go derretimento do gelo que flui debaixo de uma calota glaciária (a pressão favorece a fusão) transportando finas partículas de rocha em suspensão (farinha de rocha) que são depositadas na frente do gelo. A reactivação de tais depósitos por ventos catabáticos (que transporta ar de alta densidade de uma elevação descendo a encosta devido à acção da gravidade) dispersa os sedimentos formando loess. Depósitos de loess são conhecidos na America do Norte, Europa Central, Sibéria, China, e Patagonia. A sua espessura varia pode atingir 150 metros (China). Loess não permanece em pó. Loess molhado por chuva compacta-se sob é próprio peso. O loess molhado é impermeável, e assim a camada superior protege as camadas abaixo quando chove.

(*) Para muitos geocientistas manto de gelo e calote de gelo são sinónimo e são aplicados para designar ames ma massa de gelo.

Integralidade Sedimentar(Completude sedimentar)..............................................................................................Completness

Integralité sédimentaire / Integralidad sedimentaria / Vollständigkeit / 完整性 / Осадочная целостность / Completezza /

Relação entre o tempo real de deposição e tempo geológico total. Se o tempo entre duas discordâncias consecutivas é de 3 My e o tempo real de deposição é 1 My, a integralidade sedimentar ou completude é de 0,3. Nos sistemas turbidíticos, a integralidade dos depósitos é muito pequena, mas a preservação é grande. O tempo de deposição de um lóbulo turbidítico profundo (cones submarino de bacia, CSB ou de talude, CST) é, praticamente, instantâneo (em termos geológicos), enquanto que o tempo entre dois lóbulos consecutivos, durante o qual, praticamente, nada se passou (ao ponto de vista da deposição), pode ser de milhares de anos ou mais. O conhecimento da integralidade sedimentar é essencial para bem determinar a taxa de sedimentação de um intervalo. Sinónimo de Completude Sedimentar.

Ver: « Cone Submarino da Bacia »
&
« Delta »
&
« Tempo Geológico »

Figura 370 (Integralidade sedimentar, completude) - Três perguntas vêm sempre ao espírito dos geocientistas: (1) Em quanto tempo é depositada uma camada sedimentar ? ; (2) Em quanto tempo uma determinada seção estratigráfica se deposita ? e (3) Em comparação à duração total do depósito de uma seção estratigráfica, em quanto tempo há, realmente, depósito ? As respostas às duas primeiras perguntas são relativamente fáceis: a) Uma laminação de um depósito de praia é depositado em cerca de um segundo ; b) Uma camada de HCS ("estratificação cruzada"), característica dos depósitos de tempestade, deposita-se em alguns minutos ; c) Uma camada turbidítica é depositada em algumas horas ; d) Os depósitos de inundação, como os Scablands (depósitos e erosões associadas às inundações provocadas pela ruptura da retenção lagos atrás dos glaciares do Pliocénico / Pleistocénico) do Canadá depositam-se em algumas semanas ; e) As varvas glaciárias depositam-se em 1 ano ; f) Um centímetro de sedimentos pelágicos deposita-se durante cerca de 103 anos ; g) Um subciclo de invasão continental deposita-se em 10-20 x 106 anos ; h) Um ciclo de invasão continental deposita-se em 100-200 x 106 anos. Em 1982, sobre este assunto, P. M. Sadler mostrou que a duração de um depósito é inversamente proporcional à taxa de sedimentação, ou seja, mais a velocidade de sedimentação é alta, mais curto é o período de deposição. Disto, pode deduzir-se que a maioria dos períodos de sem depósito nos escapa, o que levou Ager a considerar que os registros sedimentares correspondem a períodos curtos de terror separados por longos períodos de calma, onde nada acontece. Como todo o geocientista sabe, em todos os sistemas estratigráficos, quer eles sejam do Silúrico ou Cretácico, os depósitos são episódicos, incompletos e com numerosos hiatos de erosão e de sem depósito. Os depósitos não traduzem, de maneira nenhuma, a duração equivalente do tempo geológico. Nas secções estratigráficas, quer elas sejam de água profunda ou não, o tempo de sem deposição e erosão é, quase sempre, maior do que o tempo de deposição efectiva dos sedimentos preservados. Muitos geocientistas pensam que o tempo de deposição é, inversamente, proporcional à velocidade de sedimentação (maior é a velocidade de sedimentação mais curto é o período de deposição). A grande maioria dos períodos de sem deposição passam despercebidos. Isto levou certos geocientistas a considerar os registos sedimentares como curtos períodos de "terror" separados por longos períodos de "calma" onde nada ou quase nada se passa. Como ilustrado nesta figura, isto é, particularmente verdadeiro, nos depósitos turbidíticos e nos depósitos costeiros. Na parte superior desta figura, nos modelos estratigráficos (linha da costa progradante, isto é, durante uma regressão sedimentar e sistema deposicional turbidítico) é importante notar que, na parte superior de cada secção a duração dos períodos de sem depósito é, largamente, superior à dos períodos de deposição. A maioria dos eventos geológicos que ocorreram durante esses períodos não foram preservados. A completude ou integralidade sedimentar de um depósito é dada pela relação entre o tempo de deposição e o tempo total (tempos de deposição mais hiatos). Os depósitos turbiditos e, em particular, os cones submarinos de bacia têm uma completude muito pequena. O tempo de deposição de cada lóbulo turbidítico é, geologicamente, instantâneo, mas o tempo entre duas correntes turbidíticas consecutivas, durante o qual se depositam os argilitos pelágicos é muito grande, por vezes superior a 1 My. Se num cones submarino de bacia, composto de 100 camadas turbidíticas e argilitos pelágicos em que cada camada turbidítica tem uma espessura de 20 cm e cada camada pelágica tem uma espessura de 5 cm, a espessura total é de 2 500 cm. Como a taxa média de deposição dos argilitos pelágicos é, digamos de 5 cm / 1000 anos e que as correntes turbidíticas são eventos estratigráficos instantâneos, pode deduzir-se: a) O tempo total de deposição foi de 100 000 anos e b) A frequência das correntes turbidíticas é de 1 000 anos, o que quer dizer, que dois terços do intervalo sedimentar foram depositados por eventos instantâneos, cuja frequência é de um evento todos os mil (1 000) de anos. Por outro lado, é importante não esquecer que a maior parte dos sedimentos associados aos diferentes acontecimentos geológicos, que ocorrem durante os períodos de deposição, não é preservada. Efectivamente, a preservação das secções estratigráficas está relacionada com: (i) A amplitude ; (ii) A frequência de eventos estratigráficos e (iii) O ambiente de deposição. Os eventos estratigráficas mais representados nos registros estratigráficos são aqueles que têm frequência normal ou baixa, ou seja, aqueles que ocorrem esporadicamente. Em termos de frequência, como dito acima os dentro de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia e de talude são muito significativos uma vez que os níveis de turbidíticos contrastam, fortemente, com intervalos pelágicos entre eles. Os intervalos estratigráficos pelágicos são eventos de frequência normal, enquanto intervalos turbidíticos estão associados com eventos, geologicamente, instantâneos.

Intertema...........................................................................................................................................................................,,....................................................................................Interthem

Interthème / Intertema / Interthem (zwischen zwei Diskordanzen) / Interthem（两种不整合） / Интертема / Interthem (tra due discordanze) /

Discordância menor que limita uma unidade estratigráfica com uma espessura comparável à de uma formação ou comparável ao tempo e espessura de um andar geológico. Vários intertemas podem ser reconhecidos dentro de um sintema. Um sintema é intervalo sedimentar discordante limitado entre duas discordâncias de tipo I ou de tipo II, que não corresponde a ciclo sequência, uma vez que este é limitado por duas discordâncias consecutivas (entre 0,5 e 3-5 My) e pelas suas paraconformidades correlativas (em água profunda), o que não é o caso de um sintema.

Ver: « Discordância »
&
« Sintema »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 371 (Intertema) - Desde o advento da estratigrafia sequencial, os termos intertema e sintema (intervalo discordante limitado por discordância do tipo I ou II) caíram em desuso. O significado dos termos discordância menor e maior são relativos. Eles são dependentes da escala tempo considerada. Quando se reconhece no campo, isto é, num afloramento, uma discordância (superfície de erosão induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), ela pode ser uma discordância menor ou mesmo uma discordância invisível (críptica) numa linha sísmica regional. Numa linha sísmica convencional, tirada numa área com uma taxa de sedimentação normal (como, por exemplo, 8 metros todos os 100 000 anos), é difícil de reconhecer as discordâncias que separam os ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência (ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem cujo tempo de duração varia entre 0,5 e 3-5 milhões de anos). Estas discordâncias podem ser consideradas como intertemas, uma vez que elas separam unidades estratigráficas com uma espessura comparável à espessura das formações geológicas. Pode dizer-se que, em geral, uma intertema corresponde a uma discordância que limita um ciclo sequência, enquanto que um sintema corresponde a uma discordância que limita um subciclo de invasão continental (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 2a ordem, cuja duração varia entre 3-5 My e 50 My). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, todas as discordâncias do Jurássico Tardio e Cretácico Inicial (ou Precoce) podem ser reconhecidas pelas terminações dos reflectores (biséis de agradação, biséis de progradação e biséis somitais) e pela identificação das superfícies sísmicas de agradação e progradação. É surpreendente de constatar que alguns geocientistas continuam a esquecer nos seus modelos os longos períodos de calma ou nada acontece. Na maioria das secções estratigráficas, os hiatos (sem depósito ou de erosão) são, geralmente, maiores que a duração total do depósito efectivo de sedimentos preservados Certos depósitos, como os depósitos fluviais e particularmente os depósitos de transbordo têm uma preservação relativamente fraca. Eles são depositadas acima do nível de base. Ao contrário, os depósitos turbidíticos, que, geralmente, são depósitos de água profunda (depósitos associados com correntes de gravidade são igualmente possíveis em ambientes lacustres), que enfatizam eventos geológicos episódicos, têm uma excelente preservação excelente, porque eles se depositam, amplamente, abaixo do nível de base. Nesta tentativa de interpretação, que foi calibrada em termos geológicos pelos resultados dos poços de pesquisa petrolífera, a diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas (como, por exemplo, entre SB. 138 Ma e SB. 128,5 Ma) é sempre inferior a 3-5 My, o que quer dizer, que elas limitam ciclos sequência (SB. significa limite de ciclo estratigráfico, ou seja, o acrónimo de "Sequence Boundary" em inglês). É interessante notar, nesta tentativa de interpretação, que a parte distal do intervalo limitado pelas discordância SB. 138 Ma e SB. 158,5 que corresponde ao Jurássico Médio / Tardio, enfatiza à superfície da base das progradações com a qual estão associadas as rochas-mães marinhas de quase todos os campos petrolíferos do Mar do Norte. Efectivamente todos os ciclos sequência do Cretácico Inicial, isto é, SB. 138 Ma - SB.136 Ma ; SB. 136 Ma - SB. 135 Ma ; SB. 135 Ma - SB. 134 Ma ; SB. 134 Ma - SB. 131,5 Ma ; SB. 131,5 Ma - SB. 129 Ma e SB. 129 Ma - SB. 128,5 Ma terminam por biséis de progradação sobre o intervalo Jurássico SB. 158,5 Ma - Sb, 138 Ma, que engloba sedimentos cuja idade vai do Caloviano até ao Titóniano (Titónico). A superfície de base das progradações SBP. 91, 5 Ma corresponde ao pico eustático (nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), com a qual estão associadas muitas rochas-mãe marinhas dos offshores do Oceano Atlântico. Todavia, nesta área, a matéria orgânica des rochas associadas com esta superfície sísmica não atingiu a janela do petróleo. Na parte superior desta tentativa de interpretação, a discordância SB. 30 Ma que se reconhece, facilmente, em todas as linha sísmicas regionais das margens divergentes, em particular, pelos preenchimentos dos canhões submarinos criados pela descida do nível do mar eustático, que muitos geocientistas consideram como a primeira consequência da iniciação da formação do manto glaciário da Antárctica.

Intervalo Estratigráfico Discordante.........................................................................................................................................Synthem

Intervalle stratigraphique discordant / Sintema, Intervalo estratigráfico discordante / Synthem (diskordant Intervall) / Synthem（不和谐的间隔） / Несогласно залегающий стратиграфический интервал / Sintema (intervallo discordante) /

Intervalo sedimentar limitado entre duas discordâncias de tipo I ou tipo II. É importante não confundir os intervalos estratigráficos discordantes com ciclo sequência. Os ciclos sequência são limitados por discordâncias ou pelas suas paraconformidades correlativas, quer isto dizer, que eles podem ser identificados a jusante do rebordo da bacia, nas partes profundas da bacia. Os intervalos estratigráficos discordantes são limitados à planície costeira e à parte superior do talude continental onde a erosão é significativa. Sinónimo de Sintema.

Ver: « Discordância »
&
« Intertema »
&
« Ciclo Sequência »

Figura 372 (Intervalo Estratigráfico Discordante) - Antes do advento da estratigrafia sequencial, praticamente, antes dos anos 70, um intervalo estratigráfico discordante ou sintema, o qual podia ser dividido em subsintemas, era uma unidade da classificação alostratigráfica, isto é, uma unidade definida e identificada na base das descontinuidades que a limitam. Pode dizer-se, que uma unidade discordante (sintema) corresponde, na maioria dos casos, a um ciclo estratigráfico limitado por duas discordâncias, isto é, por duas superfícies de erosão induzidas por descidas do nível do mar, o qual pode ser relativo, isto é, o nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar ou absoluto ou eustático, ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite. Os ciclos estratigráficos de alta hierarquia, como os ciclos de invasão continental, são controlados pelo nível do mar absoluto ou eustático, enquanto que os de baixa hierarquia, como os ciclos sequência. são controlados pelo nível do mar relativo, o qual é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento). As superfícies da base das progradações não são superfícies de erosão. Os intervalos limitados por elas são utilizados, de preferência, na estratigrafia genética, mas pouco na estratigrafia sequencial, onde os intervalos considerados, qualquer que seja a sua hierarquia, são limitados por superfícies de erosão ou pela paraconformidades correlativas em água profunda. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Namíbia, o qual corresponde à sobreposição de diferentes bacias (*) da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), um intervalo estratigráfico discordante (sintema) é limitado entre duas discordância do Tipo I (que põe o nível do mar relativo mais baixo do que o rebordo da bacia exumando, totalmente, a plataforma continental). A diferença de idade entre as duas discordâncias é inferior a 3-5 My e o intervalo entre elas é um ciclo sequência que se depositou em associação com um ciclo eustático de 3a ordem (cujo tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My). A discordância inferior é caracterizada por biséis de agradação dos sedimentos sobrejacentes, biseis somitais por truncatura dos sedimentos subjacentes e pelo preenchimento de um vale cavado. A discordância superior é caracterizada pelos preenchimentos de canhões submarinos e pelos biséis de agradação dos sedimentos basais do ciclo sequência sobrejacente. Este ciclo sequência está incompleto. Ele é formado, unicamente, pelo grupo dos Cortejos de Nível Baixo (CNB), no qual, de baixo para cima, se identificam os três subgrupos de cortejos sedimentares que o compõem : (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB). O grupo dos Cortejos de Nível Alto (CNA), que é formado por dois subgrupos (intervalo transgressivo, IT, e prisma de nível alto, PNA) não se depositaram. Os cones submarinos de bacia (CSB) têm uma configuração interna, mais ou menos, paralela e limites abruptos, enquanto que os cones submarinos de talude (CST) têm uma configuração ondulada. Esta configuração ondulada é dada pelos complexos de canais (ou depressões) e diques marginais naturais (depósitos de transbordo), ou seja, pelas estruturas que P. Vail chamou “asas de gaivota”. O prisma de nível baixo (PNB) tem um geometria progradante característica. As progradações são, sobretudo, oblíquas (progradação muito mais importante do que a agradação). Na parte distal des progradações, reconhecem-se anomalias turbidíticas que se formaram no seguimento de rupturas e deslizamentos do rebordo do prisma de nível baixo (PNB). Quando o rebordo do prisma de nível baixo (PNB) coincide com a linha da costa, as rupturas de instabilidade do rebordo do prisma de nível baixo rupturas parecem ocorrer todas as vezes que o ângulo talude atinge o ângulo crítico de estabilidade. 

(*)  Nas linhas sísmicas regionais de baixo para cima podem reconhecer-se as seguintes bacias sedimentares: (i) Uma cintura dobrada, mais ou menos, aplanada que funciona como soco, que localmente pode corresponder a rochas granítica do Pré-Câmbrico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial, que se desenvolveram durante o alongamento do pequeno supercontinente Gondwana e (iii) Uma margem divergente de tipo Atlântico, a qual se iniciou com o depósito de espessos escoamentos de material vulcânico subaéreo que foi corroborado por vários poços de pesquisa.

Intervalo de Recorrência...........................................................................................................................................................Recurrent Interval

Intervalle de récurrence / Intervalo de recurrencia / Wiederholungsintervall / 重复间隔 / Интервал повторения / Intervallo di ricorrenza /

Intervalo de tempo médio entre as ocorrências de um certo evento geológico, como, por exemplo, de uma inundação, regressão, corrente de turbidez, terramoto de uma determinada magnitude, etc. O número de vezes que se observa um evento geológico qualquer, num determinado intervalo de tempo, é proporcional à frequência com que ele ocorre (número de vezes por unidade de tempo) e também proporcional à amplitude do intervalo de tempo durante a qual se observa.

Ver: « Acontecimento (geológico) »
&
« Inundação & Regressão Sedimentar »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 373 (Intervalo de Recorrência) - Como ilustrado nesta figura, um dos melhores exemplos de recorrência geológica é o das idade glaciárias recentes, cujo espaçamento temporal é, aproximadamente, 90 000 anos. Nesta figura estão ilustrados os teores do isótopo do oxigénio 18 (isótopo natural estável do oxigénio, que contém cerca 0,205 %, e também um dos isótopos ambientais (*)) determinados a partir de um testemunho de perfuração de gelo (com cerca 16 m de comprimento) tirado de um poço perfurado no oceano Pacífico equatorial (cerca de 1° N e 160° E). No topo deste diagrama, o eixo horizontal, entre Recente (à esquerda) e Passado (à direita) indica a idade dos sedimentos contada à partir de hoje em milhares de anos. O testemunho cobre um período de cerca de 900 mil anos. Os períodos "quentes", que são associados com os fortes teores isotópicos, estão sublinhados pelas colunas de cor laranja. Os períodos "frios", que são associados com os teores isotópicos fracos, estão sublinhados pelas colunas de cor azul. Os números (de 1 a 23) marcam os diferentes estágios isotópicos. Os números pares indicam os períodos frios e os ímpares os períodos quentes. Tendo em linha de conta, que um tal cálculo é, relativamente, delicado, os geólogos, geoquímicos, paleontologistas e sedimentologistas, de uma maneira geral, recensearam 28 épocas (ou idades) glaciárias para o intervalo de tempo compreendido entre 3,25 Ma e 650 ka. Por conseguinte, pode dizer-se, que o intervalo de recorrência das épocas glaciárias, isto é, a sua periodicidade, é cerca de 93 ky. Todavia, é importante notar, que uma época glaciária não significa, necessariamente, uma glaciação. É necessário, também, entrar em linha de conta com a intensidade do frio e amplitude das precipitações. Por outro lado, segundo muitos geocientistas, existe uma certa incerteza (da ordem de 1000 anos) entre a diferença da idade do gelo e das bolhas de ar (de onde o oxigénio é amostrado) (Caillon et al., 2003). Na realidade, actualmente, nós estamos numa glaciação que começou há vários milhões de anos. Há cerca de 20 000 anos, toda a Terra ao norte de uma linha passando por Seattle, New York, Londres e Moscovo estava coberta por uma enorme calota glaciária. Todavia, tendo em conta os padrões da glaciação durante os últimos milhões de anos, o gelo forma-se, instala-se durante algum tempo e depois desaparece. Isto significa que, periodicamente, o ambiente muda radicalmente. Como disse C. Emiliani, a resposta da biosfera é a fragmentação e dispersão da população, isolamento genético e rápida especiação ou por outras outras palavras, um período de glaciação é um período de rápida evolução. Desde 2500 anos a. C. até hoje, existiram seis períodos quentes, que correspondem, grosseiramente: (i) Pré-dinastia do Egipto Antigo ; (ii) Períodos intermediários do Egipto Antigo ; (iii) Império Romano ; (iv) Idade Média ; (v) Século XIX e XX ; (vi) Século XXI. Os períodos com clima frio correspondem, mais ou menos, à : a) Época Nomádica ; b) Império Grego ; c) Idade das Trevas ; d) Idade Média ; e) Pequena Idade Glaciária e f) Fim do século XX (este pequeno período de clima frio, durante o qual a temperatura média caiu cerca de 1° C, foi induzido pela explosão vulcânica do Pinatubo, que é um estratovulcão activo localizado na ilha Luzon, nas Filipinas). Tudo isto põem em causa e pode mesmo refutar a conjectura do aquecimento global, isto é, do aumento antropogénico da temperatura desde 1990. Isto significa, que as mudanças climáticas naturais, que existem desde a formação da Terra, são mais que evidentes, do que a teoria do aquecimento global, a qual deve ser testada por dados científicos não fraudulentos, que certos alarmistas utilizam numa tentativa de provar a sua existência. Como sugerido por K. Popper (problema da demarcação), uma teoria faz parte da ciência empírica se ela for contraditória com possíveis experiências, isto é, ela tem que se falibilizável por meio de experiências. Isto quer dizer que, deste que um geocientista avança um hipótese para tentar explicar certas observações, ela deve criticar a sua interpretação, ou seja, submete-la a testes de refutação, e não tentar verificá-la. Certos geocientistas têm tendência a filtrar todos os dados de observação que falsificam a sua hipótese e a considerar, unicamente, os dados que a corroboram. Uma tal abordagem, raramente, permite um progresso científico.

(*)  Subconjunto de isótopos, tanto estáveis como radioativos, que são objecto de geoquímica isotópica. De entre os isótopos ambientais, os mais utilizados são: deutério, trítio, carbono 13, carbono 14, nitrogénio 15, oxigénio 18, silício 29 e cloro 36.

Intervalo Sedimentar Condensado............................................................................................................Starvation Interval

Intervalle sédimentaire condensé / Intervalo estratigráfico condensado / Verhungern Intervall, Sediment-Intervall kondensierten / 饥饿的时间间隔, 泥沙间隔简明 / Сжатый осадочный интервал / Intervallo difame, Intervallo sedimentario condensato /

Intervalo estratigráfico marinho, geralmente, pouco espesso, caracterizado por uma taxa de sedimentação muito baixa, (entre 1 e 10 milímetros por 1 000 anos). Este intervalo é composto de sedimentos hemipelágicos e pelágicos (quase sem influência terrígena), depositados, em geral, na parte distal da plataforma, talude ou planície abissal, durante períodos do nível alto do mar e durante o máximo de ingressão da linha da costa. Um intervalo sedimentar condensado pode ser reconhecido pela abundância de fósseis pelágicos, minerais autigénicos e um limite superior, por vezes, endurecido.

Ver: « Superfície da Base das Progradações »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Nível Alto (do mar) »

Figura 374 (Intervalo Sedimentar Condensado) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um auto traço de uma linha sísmica regional do Alasca, duas superfícies de base das progradações, que inclinam em direcções opostas, são bem visíveis. Elas são definidas por biséis de progradação com polaridade (vergência) oposta e caracterizam um intervalo estratigráfico condensado, cuja condensação aumenta para jusante, isto é, em direcção das partes profundas das bacias. A superfície da base das progradações inferior, ao longo da qual os biséis de progradação se orientam para o Sul (a condensação e o hiato aumentam) sugere um antigo continente ao Norte e um oceano ao Sul. Ao contrário, a superfície de base das progradações superior e as progradações que a definem têm uma polaridade norte, o que sugere um antigo continente ao Sul e um oceano ao Norte. Pode dizer-se que, esta tentativa de interpretação ilustra a colisão entre duas margens divergentes continentais de tipo Atlântico (formadas num contexto geológico, globalmente, extensivo, isto é, em associação com a formação de nova crusta oceânica e fora da megassutura do Mesozóico /Cenozóico) ou, por outras palavras, uma colisão entre dois continentes. Neste caso particular, o mar entre as massas continentais era o Mar Cretácico Interior (Mar Niobraran ou mar Interior da América do Norte). O mar foi criado quando as placas do Pacífico e da América do Norte colidiram (subducção placa Farallon sob a placa norte-americana durante o Cretácico), criando as Montanhas Rochosas a Oeste. Como durante o Cretácico, globalmente, o nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) era alto, águas do norte (Oceano Ártico) e do Sul (Golfo do México) juntaram-se nas terras baixas do continente, formando um mar de Niobraran que cresceu e decresceu ao longo do Cretácico. Este grande mar interior que existiu durante período Cretácico Médio e Terminal, assim como no Paleogénico Inicial, dividia o continente Norte Americano em duas massas de terra, Laramidia, a Oeste, e Appalachia a Este. A primeira fase do desenvolvimento do mar de Niobraran começou no Cretácico Médio, quando o mar subiu criando um braço do Oceano Ártico que conectava a Oeste com América do Norte, o que criou o Mar de Mowry. No sul, o Golfo do México, que era uma extensão do mar de Tétis, uniu-se com o mar Mowry durante o final do Cretáceo para formar completamente o mar interior da América do Norte (Niobraran). No seu auge, este mar estendia-se desde as montanhas rochosas até os Apalaches (a sua largura atingiu cerca de 1 000 km para um comprimento de 3 300 km ) com uma profundidade de 800-900 metros. No final do Cretáceo, o levantamento contínuo de terras encolheu o mar que a longo prazo se retirou totalmente. Esta colisão, não só fechou, completamente, o oceano, que separava as margens divergentes, mas também produziu um encurtamento importante dos sedimentos. O termo colisão aqui utilizado não tem nada a vez com a transformação de energia cinética ou cinemática em energia de deformação, como, por exemplo, quando um automóvel esbarra contra um muro. Na teoria da tectónica das placas, a energia cinética não joga nenhum papel. A deformação dos sedimentos não está associada a nenhum tipo de aperto. É, sobretudo, a perda de resistência à deformação dos sedimentos em determinadas zonas das placas litosféricas que induz a deformação. Por outras palavras, há deformação dos sedimentos sob a acção de forças tectónicas, que afectam toda a placa litosférica, quando localmente os sedimentos perdem resistência à deformação, quer por um aumento local da temperatura, quer por um aumento local da pressão. Como sugerido nesta tentativa de interpretação, o encurtamento parece mais importante na placa litosférica cavalgante (margem divergente localizada ao Sul) do que na placa litosférica descendente. A identificação e profundidade dos intervalos condensados é muito importante na pesquisa petrolífera, uma vez que eles sugerem a localização, mais provável, das rochas-mães marinhas. Esta tentativa sugere, que nesta região, existem, certamente, dois níveis de rochas-mães marinhas potenciais, com uma maturação da matéria orgânica diferente. A matéria orgânica das rochas-mãe potenciais do nível inferior atingiu, provavelmente, a janela do petróleo, o que não é, certamente, o caso para a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais associadas à superfície de base das progradações superior.

Intervalo Transgressivo............................................................................................................................Transgressive Systems Tract

Cortège transgressif / Cortejo transgresivo / Prozession transgressive / 游行侵 / Тракт трансгрессивных систем / Processione trasgressiva /

Corresponde ao “Transgressive Sytems Tracts” de P. Vail (não confundir com “Transgressive Systems Tract”), que certos geocientistas traduziram, de maneira incorrecta como “cortejo transgressivo”. O intervalo transgressivo, cujo acrónimo é IT, é o subgrupo inferior do grupo de cortejos de nível alto (CNA) de um ciclo sequência. Em relação à curva das variações do nível do mar relativo, que define o ciclo sequência, o intervalo transgressivo (IT) deposita-se quando aceleração da subida do nível do mar relativo é a mais forte (segmento da curva que tem a 1a derivada positiva e a 2a derivada também é positiva (quando a função é crescente e a sua geometria côncava). Teoricamente, o limite superior do intervalo transgressivo (IT) é a superfície de inundação máxima, que corresponde, grosseiramente, ao ponto de inflexão ascendente (1a derivada máxima) curva das variações do nível do mar relativo, a partir do qual que a subida do nível do mar relativo entra em desaceleração (início de deposição do prisma de nível alto, PNA). O termo grosseiramente enfatiza o facto que o ponto de inflexão ascendente, assim como o descendente (discordância) corresponde muitas vezes mais a um segmento do que a um ponto da curva.

Ver: " Cortejo Sedimentar "
&
" Estratigrafia Sequencial "
&
« Transgressão (ingressão marinha) »

Figura 375 (Intervalo Transgressivo, IT) - Neste tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Mar do Labrador, dentro de um ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 My e 3.5 My, o intervalo transgressivo (IT), que certos geocientistas chamam, de maneira pouco adequada cortejo transgressivo é, facilmente, reconhecido entre a discordância inferior do ciclo sequência e o prisma de nível alto (PNA). Os reflectores do ciclo sequência subjacente estão representados por traços espessos, de cor branca, enquanto que os do intervalo transgressivo (IT) estão coloridos em verde. Os reflectores do intervalo transgressivo (IT) repousam por biséis de agradação costeiros contra os reflectores do ciclo subjacente enfatizando uma discordância (superfície de erosão). Dentro do intervalo transgressivo, advinha-se a presença de quatro superfícies de ravinamento e, que, entre elas, os reflectores progradam em direcção do mar. O intervalo transgressivo, na sua totalidade, corresponde às transgressões de C. Emiliani (1992) isto é, a um conjunto de ingressões marinhas (subidas do nível do mar relativo) cada vez maiores e de regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, o que, cria, globalmente, uma geometria retrogradante. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Como se pode ver nesta tentativa, assim como no modelo geológico, desde a primeira subida do nível do mar, que inunda a topografia pré-existente, a linha da costa (mais ou menos ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) desloca-se para montante (ingressão marinha), o cria sobre os sedimentos depositados, uma superfície de ravinamento. Ao mesmo tempo, é criada uma lâmina de água (iniciação da plataforma continental do ciclo sequência) e espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que segue a ingressão marinha, os sedimentos depositam-se, pouco a pouco, em pacotes sedimentares progradantes (paraciclo sequência) que deslocam a linha da costa, progressivamente, para o mar, mas sem que esta atinja a sua antiga posição. Um plataforma continental é assim iniciada entre a nova linha da costa e o rebordo continental. Uma nova ingressão marinha mais importante que a precedente, desloca, outra vez, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição para montante, o que cria uma nova superfície de ravinamento e aumenta, de novo, o espaço disponível para os sedimentos, ao mesmo tempo que promove condições geológicas de fraca taxa de sedimentação na parte distal da plataforma (perto do rebordo continental). Mais sedimentos se depositam, durante o novo período de estabilidade, em pacotes progradantes, mas como antes, a linha da costa não alcança, a posição extrema que ela tinha antes desta subida relativa. Nova ingressão, ainda mais importante, etc., etc.. Esta história geológica repete-se seis vezes, até que, finalmente, a nova ingressão marinha é mais pequena do que a anterior, isto é, até que a subida do nível mar relativo seja em desaceleração, o que inicia o prisma de nível alto (PNA), durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, uma vez que a linha da costa começa, progressivamente, a deslocar-se para o mar e diminuindo, pouco a pouco, a extensão da plataforma continental. É importante não esquecer que uma ingressão marinha (*) reduz o albedo da Terra (relação entre a energia luminosa reflectida e a energia luminosa incidente), uma vez que a superfície da água do mar absorve mais a radiação solar do que a superfície terrestre. Assim, o gradiente de temperatura entre as baixas e altas latitudes é reduzido durante as grandes ingressões marinhas, com as temperaturas polares da ordem de 20° C. Uma parte desta redução é atribuída ao aumento do teor de CO2 na atmosfera, aumento da actividade vulcânica ao longo das dorsais medias oceânicas, e aumento da produtividade orgânica. Ao contrário, uma ingressão marinha contribui à deposição de sedimentos marinhos ricos em fósseis no continente, o que quer dizer, que as regressões sedimentares interrompem a sedimentação marinha no continente, ao mesmo tempo que a erosão reduz os depósitos sedimentares, previamente, depositados, o que implica que a continuidade dos registos marinhos, numa dada região do continente, raramente excede algumas dezenas de milhões de anos. Assim um contínuo registo do Fanerozóico pode ser reconstruído, unicamente correlacionando e juntando diferentes secções estratigráficas.

(*) Durante o tempo geológico o nível do mar oscilou durante o Fanerozóico de mais de 600 metros (C. Emiliani, 1992).

Inundação & Regressão Sedimentar.................................................................................Flooding & Forestepping

Inondation-régression / Iundación-regresión / Überschwemmungen - Rückbildung / 洪水 - 回归 / Наводнение-регрессия / Inondazioni-Regressione /

Intervalo sedimentar formado por uma alternância de depósitos regressivos (geometria progradante) e superfícies de inundação (superfícies de ravinamento, associadas a ingressões). Estes intervalos quando associados a um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência, implicam subidas do nível do mar relativo em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes, sem descidas do nível do mar relativo entre elas). Neste caso as regressões sedimentares são cada vez mais pequenas e, globalmente, a linha da costa desloca-se para o continente. Colectivamente as ingressões marinhas cada vez mais importantes e as regressões cada vez mais pequenas definem o que os geocientistas chamam ou devem chamar transgressões sedimentares e não transgressão. Quando os intervalos inundação / regressão estão associados a um prisma de nível alto (PNA), de um ciclo sequência, eles implicam subidas do nível do mar relativo em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas). Neste caso, as regressões sedimentares são cada vez mais importantes e a linha da costa, globalmente, prograda para o mar. Colectivamente, as ingressões marinhas cada vez menos importantes e as regressões sedimentares cada vez maiores formam o que os geocientistas chamam uma regressão sedimentar. Obviamente, não há descidas do nível do mar relativo entre estas ingressões marinhas (paraciclo eustáticos) e todos os sedimentos se depositam, formando os paraciclos sequência, durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas.

Ver: « Subida do Nível so Mar Relativo »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Ciclo Sequência »

Figura 376 (Inundação & Regressão sedimentar) - Os intervalos sedimentares limitados por superfícies de inundação (paraciclos sequência), induzidas por ingressões marinhas, que formam todos os subgrupos de cortejos sedimentares de um ciclo sequência (cones submarinos de bacia, cones submarinos de talude, prisma de nível baixo, intervalo transgressivo, prisma de nível alto e, por vezes, cortejos descendentes) correspondem a regressões sedimentares, uma vez que durante a sua deposição a linha da costa se desloca, progressivamente, para o mar, antes que uma nova ingressão marinha a desloque outra vez para o continente. Neste esquema, dois grandes grupos de regressões sedimentares, sublinhados por duas ingressões marinhas (cada uma delas formada por vários incrementos de subida do nível do mar relativo em aceleração). Estas duas ingressões marinhas em aceleração, o que quer dizer que a segunda é mais importante que a primeira, formam um ciclo sequência incompleto, uma vez que o conjunto destes paraciclos sequência estão limitados por duas discordância (superfícies de erosão) cuja diferença de idade é inferior a 3-5 My. Neste exemplo, as condições geológicas são de nível alto do mar. A discordância inferior (SB. 5,5 Ma) têm, certamente, uma grande ruptura de inclinação a jusante da área ilustrada neste esquema, que enfatiza o rebordo da bacia no início do depósito do ciclo sequência SB. 5,5 Ma / SB. 4,2 Ma. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica). Os sedimentos depositados quando o nível do mar estava mais baixo que o rebordo da bacia, isto o, o grupo de cortejo de nível baixo (CNB), que é constituído pelos cones submarinos e pelo prisma de nível baixo, depositaram-se a jusante (à direita) deste esquema. Unicamente os paraciclos sequência (cortejo ou subgrupo de cortejos sedimentares), depositados durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois de cada incremento da ingressão marinha, que compõem o intervalo transgressivo estão ilustrado neste esquema. A evolução geológica deste intervalo transgressivo pode ter sido a seguinte: (i) Ingressão marinha, ou seja, subida do nível do mar relativo, que pôs o nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia (não visível neste esquema) ; (ii) Inundação da antiga planície costeira com a formação de uma superfície de ravinamento e deslocamento da linha da costa para o continente, o que criou uma plataforma continental (primeira flecha vertical) ; (iii) Deposição de sedimentos e deslocamento da linha da costa para jusante durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que seguiu a ingressão marinha ; (iv) Nova subida do nível do mar relativo (segunda flecha), ou seja novo incremento de ingressão marinha (em geral mais importante do que o primeiro) e novo deslocamento da linha da costa para montante ; (v) Deposição e deslocamento da linha da costa para jusante (círculos com interior branco) que ultrapassou a posição anterior (progradação) ; (vi) Nova subida do nível do mar relativo e deslocamento da linha da costa para montante e nova deposição de sedimentos com um deslocamento da linha da costa mais importante que o anterior ; (vii) Nova subida do nível do mar relativo, mas desta vez mais importante do que as duas últimas, o que desloca muito mais para montante a linha da costa (com um grande aumento da lâmina de água) e a história repete-se, até que uma descida significativa do nível do mar relativo desloque a linha da costa para o mar e para baixo pondo o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (condições geológicas de nível baixo), criando uma superfície de erosão (discordância ou seja limite de ciclo sequência). Como não há descidas do nível do mar relativo entre as sucessivas subidas do nível do mar, cada incremento marca um paraciclo eustático durante o qual se deposita um paraciclo sequência. Como os sedimentos vêm do continente, um paraciclo sequência tem sempre uma geometria progradante, quer ele pertença ao intervalo transgressivo (IT) ou ao prisma de nível alto (PNA). O conjunto de ingressões marinhas, cada vez mais importantes e das regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, depositadas durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo, formam o que E. Emilani (1992) chamou “transgressões”. Na realidade, aquilo que muitos geocientistas chamam “transgressão” (sem especificar se estão a falar do mar ou dos sedimentos) não é outra coisa que uma sucessão de regressões sedimentares cada vez menos extensas, que colectivamente têm uma geometria retrogradante, uma vez que o acarreio sedimentar diminui (aumento da plataforma) e o nível relativo do mar sobe em aceleração.

Invasão Continental (costeira, marinha) ...................................................................................................................................Encroachment

Empiétement continental / Invasión continental / Eingriff, Continental Übergriff / 大陆侵占 / Континентальное затопление / Invasione continentale /

Distância horizontal entre dois biséis de agradação consecutivos. Ela indica a morfologia da discordância que os biséis de agradação fossilizam. Mais plana é a morfologia da discordância, maior é a invasão continental para a mesma subida do nível do mar relativo. Ela pode ser positiva (subida do nível do mar relativo) ou negativa (descida do nível do relativo). Função da natureza dos biséis de agradação, ela pode ser costeira ou marinha. Dentro de um ciclo sequência, a invasão continental é costeira nos cortejos sedimentares de nível alto e marinha no cortejo de nível baixo. Para haver deposição tem sempre que haver uma invasão continental positiva, excepto para os membros inferiores do cortejo de nível baixo (CNB) , isto é, excepto para os cones submarinos de talude (CST) e de bacia (CSB) que se depositam durante as descidas do nível do mar relativo (invasão continental negativa).

Ver: « Subida do Nível so Mar Relativo »
&
« Agradação »
&
« Ciclo Eustático de 1a Ordem »

Figura 377 (Invasão Continental, costeira, marinha) - O onshore da ilha de Sumatra (Indonésia) corresponde a uma bacia interna ao arco da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) induzida por uma subducção de tipo B (subducção de Benioff). Dentro da bacia interna ao arco, duas fases tectónico-sedimentares se podem pôr em evidência que, de baixo para cima, são: (i) Uma fase de rifting ou de alongamento, caracterizada por uma subsidência diferencial e (ii) Uma fase de abatimento, caracterizada por uma subsidência térmica. Nesta tentativa de interpretação de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica doeste onshore, os biséis de agradação dos sedimentos da fase fase de abatimento (fase cratónica como dizem certos geocientistas) fossilizam a discordância, que limita, superiormente, o substrato (sedimentos do Paleozóico ou do Pré-Câmbrico). Esta fossilização do substrato é o resultado de uma subida do nível do mar relativo deslocando a linha da costa de novo para o mar (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (*) e da tectónica (**)), a qual a cada incremento (paraciclo eustático) desloca a linha da costa para o continente (Este). Ao fim de cada deslocamento da linha da costa para montante (incremento da ingressão marinha) há um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante qual a deposição retoma deslocando a linha da costa de novo para o mar (não há deposição quando o nível do mar relativo sobe). Considerando dois reflectores consecutivos, como ilustrado neste esquema, é fácil de verificar, que a terminação do reflector inferior está mais baixa e mais a jusante do que a terminação do reflector seguinte (superior). A distância entre as duas terminações, medida horizontalmente, dá o valor da invasão continental em metros (a escala horizontal das linhas sísmicas é métrica), enquanto que a distância vertical entre as terminações dá a agradação continental em milissegundos, uma vez que a escala vertical das linhas sísmicas é em tempo (tempo duplo). Neste caso, a agradação continental é positiva uma vez que a terminação do reflector mais recente está por cima da terminação do reflector precedente. Se a terminação do reflector mais recente estiver mais baixo do que a do reflector precedente, a agradação continental é negativa, o que sugere uma discordância entre os dois reflectores, ou seja, uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos), que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Uma tal descida do nível do mar relativo exumou uma parte da bacia aos agentes de erosão. Conhecendo a velocidade das ondas sísmicas no intervalo sedimentar limitado entre os dois reflectores, o cálculo da agradação ou invasão continental em metros é fácil de determinar. Quando a invasão continental é muito grande (por exemplo 100 km), para uma subida do nível do mar relativo de 10 metros, a topografia pré-existente (geometria da discordância que limita, inferiormente, o ciclo sequência considerado) é muito planar. Se a lâmina de água é muito pequena, a plataforma continental é impossível de se reconhecer nas linhas sísmicas devido à resolução sísmica. Certamente que a maior parte dos geocientistas, ao observarem esta tentativa de interpretação, se perguntam o que é que responsáveis da pesquisa petrolífera procuravam encontrar com este quatro poços. Sabendo que o primeiro poço perfurado foi o poço mais profundo (1800 metros), localizado na extremidade Oeste desta tentativa e que os resultados foram negativos, a surpresa será, certamente, ainda maior. Como eu fiz parte dessa equipa de pesquisa (1973) eu dou-lhe a resposta. Geologicamente, não há nada a encontrar nos três últimos poços. Eles foram perfurados, unicamente, para amortizar o preço do aparelho de perfuração (neste caso helicoportável). Parece um chiste, mas não é. Num grupo de pesquisa composto por várias companhias petrolíferas, o operador ganha muitas vezes dinheiro fazendo poços secos.

(*) Nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite que é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

(**) Subsidência se o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento quando o regime tectónico é em compressão. Todavia, em certos casos, em particular, em bacias sedimentares com níveis de evaporitos pode haver levantamento, embora o regime tectónico seja em extensão.

Invasão Continental Negativa.................................................................................................................Negative encroachment

Empiétement continental négatif / Invasión continental negativa / Übergriff Continental negativ / 负水侵 / Отрицательное континентальное затопление / Invasione continentale negativa /

Quando os biséis de agradação costeiros se deslocam para o mar e para baixo. Em geral, não há deposição excepto para os sistemas profundos de deposição turbidítica.

Ver: «Curva dos Biséis de Agradação Costeiros»

Invasão Continental Positiva.........................................................................................................................Positive encroachment

Empiétement continental positif / Invasión continental positiva / Übergriff, Continental positiv /正水侵 / Положительное континентальное затопление / Invasione continentale positiva /

Quando os biséis de agradação costeiros se deslocam para cima e para o continente, o que implica uma aumento do espaço disponível para os sedimentos.

Ver: «Curva dos Biséis de Agradação Costeiros»

Invasão Costeira...................................................................................................................................................................................Coastal Encroachment

Empiétement côtier / Invasión costera / Coastal Übergriff / 海岸侵蚀 / Затопление берега / Invasione Costiera /

Distancia horizontal entre dois biseis de agradação costeiros consecutivos. Ela indica a morfologia da discordância que os biséis definem. Mais plana é a morfologia da discordância, a montante do rebordo da bacia, maior é a invasão continental que neste caso é costeira. Ela pode ser positiva (subida do nível do mar relativo) ou negativa (descida do nível do mar relativo).

Ver: « Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Agradação »
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« Invasão Continental »

Figura 378 (Invasão Costeira) - Uma invasão costeira é um caso particular de invasão continental. Ela corresponde à distância horizontal (em metros) entre dois biséis de agradação costeiros consecutivos. Uma invasão marinha corresponde a distância horizontal (em metros) entre dois biséis de agradação marinhos. A combinação da invasão e da agradação costeira (distância vertical em milissegundos entre dois biséis costeiros consecutivos) enfatiza a topografia da discordância contra a qual os sedimentos repousam. Se agradação costeira é pequena (digamos, 50 milissegundos) e a invasão muito grande (digamos, superior a 50 km), a morfologia da superfície de erosão, criada pela descida do nível do mar relativo, é muito plana e nas linhas sísmica será difícil de individualizar a ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) do rebordo da bacia, durante os subgrupos do grupo de cortejos de nível alto, ou seja, durante o intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA). Dentro de um ciclo sequência, no prisma de nível alto (episódio regressivo, uma vez que o nível do mar relativo (*) sobe em desaceleração, ou seja, ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes), a partir de um certo momento, a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição desloca-se para o mar até coincidir com o rebordo da bacia. A partir desse momento a bacia não tem plataforma continental (2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto). Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica do offshore Oeste da Índia (margem continental vulcânica (**) sobrejacente a uma crusta continental na qual se desenvolveram bacias de tipo rifte, formadas antes da ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana), na parte superior do prisma de nível baixo, a invasão costeira, é cerca 6 km e a agradação cerca de 200 milissegundos tempo duplo (± 100 m a esta profundidade). Uma margem continental divergente é considerada vulcânica quando há implementação de vulcanismo subaério na base da margem, isto é, imediatamente, depois da ruptura da litosfera e antes da formação da crusta oceânica. Desde que a subida do nível do mar relativo mudou as condições geológicas para alto nível, a invasão costeira da primeira superfície de inundação é, provavelmente, superior a 100 km e a agradação inferior a 100 milissegundos. O aumento da invasão costeira (para valores poucos diferentes da agradação) sublinha a morfologia da discordância subjacente e a localização do antigo rebordo da bacia. O primeiro bisel de agradação do prisma de nível baixo marca a agradação negativa induzida pela descida do nível do mar relativo que criou a discordância. Os cones submarinos, e em particular os cones submarinos de bacia (CSB), depositam-se na parte profunda da bacia (onde há espaço disponível suficiente para os sedimentos) durante a descida do nível do mar relativo. Todavia, todos os outros intervalos (subgrupos de cortejos sedimentares) de um ciclo sequência requerem uma subida do nível do mar relativo para aumentar acomodação afim que os sedimentos se possam depositar. Desde que a ruptura da litosfera de supercontinente, devido ao alastramento oceânico, o volume das bacias oceânicas vai diminuir, uma vez que o volume das dorsais oceânicas aumenta, o que implica uma subida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite). Esta subida do nível do mar absoluto continua até que a dispersam dos continentes individualizados pela ruptura do supercontinente seja máxima, para depois começar a descer à medida que o volume das bacias oceânica aumenta, devido a subducção da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção. Este tipo de variações do nível do mar absoluto é denominada eustasia tectónica ou tectonicoeustasia. As variações do nível do mar absoluto, que controlam os ciclos de invasão continental e, provavelmente, alguns dos subciclos de invasão continental, são dependentes da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

(*) O nível do mar relativo é on nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático ou seja, o nível do mar global, referenciada ao centro da Terra ou a um satélite.

(**) Uma margem divergente é dita vulcânica quando depois da ruptura da litosfera do supercontinente, a margem divergente começa com a implementação de escoamentos vulcânicas subaéreos (“SDRs” ou seja, reflectores que inclinam par o mar dos geocientistas de língua inglesa). Actualmente, sabe-se que a grande maioria das margens divergentes, sobretudo de tipo Atlântico, são vulcânicas, o que não era o caso alguns anos atrás, quando todos os offshores atlânticos eram considerados como não vulcânicos, na sequência da publicação sob o offshore da Galícia.

Isostasia...............................................................................................................................................................................................................................................................................Isostasy

Isostasia / Isostasia / Isostasie / 地壳均衡 / Изостазия / Isostasia /

Estado de equilíbrio gravítico entre a litosfera e astenosfera de maneira que as placas litosféricas "flutuam" com uma certa elevação, que depende da sua espessura e densidade. A isostasia é invocada para explicar as diferenças de altura topográfica na superfície da Terra. Quando uma área da litosfera atinge o estado de isostasia diz-se que ela está em equilíbrio isostático (como um icebergue). A isostasia é a hipótese que admite que a crusta da Terra flutua num líquido muito viscoso e que ela responde consoante a carga.

Ver: « Glacioeustasia »
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« Subsidência »
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« Descarregamento por Erosão »

Figura 379 (Isostasia) - Os princípios da isostasia estão ilustrados nesta figura: (i) Dois blocos A e B, de densidade Dy e Dx, flutuam num líquido de densidade Df ; (ii) A pressão nos pontos A', B' e PC' tem que ser a mesma (pressão à profundidade de compensação) ; (iii) Assim : X2 x Df = (Y2 + Y1) x Dy + Y3 x Df = (X1 + X2) x Dx ; (iv) Conhecendo a densidade do fluído (Df) e os valores de X1 e X2 ou de Y2 + Y1, pode determinar-se a densidade dos blocos. Desde que a carga diminui, uma das consequências da isostasia é o salto isostático ou levantamento isostático (também conhecido como salto crustal). Nas áreas que estiveram cobertas pelas calotas glaciárias quaternárias, como, por exemplo, o norte da Europa e do Canadá, as arribas das praias e dunas encontram-se, actualmente, a cerca de 300 metros acima do nível do mar. Para uma espessura de gelo de 2000 metros, semelhante à que existe hoje na Gronelândia, o terreno afunda-se cerca de 700 m, uma vez que a densidade do gelo é cerca de um terço da densidade do manto. As datações a partir do 14C das conchas marinhas e restos de plantas indicam que o levantamento isostático foi posterior às glaciações (menos que 14 000 anos), o que quer dizer, que as arribas e dunas se formaram ao nível do mar e que não obstante a subida do nível do mar (glacioeustasia), elas foram ainda mais levantados pela isostasia. Nas áreas em que o levantamento foi bem datado pelo 14C, ele fez-se com uma taxa que decresce de maneira exponencial. Metade do tempo de recuperação é de vários milhares de anos. Assim, o norte da Europa e Canadá continuam a recuperar a sua posição original, embora muito mais lentamente do que inicialmente, isto é, no princípio da deglaciação (degelo). Nessas áreas, as instalações portuárias de centenas de anos atrás, como as dos Vikings e dos Gregos estão hoje vários quilómetros dentro da terra e vários metros acima do nível do mar. O levantamento isostático, provocado pelo degelo dos mantos glaciários, é bem visível nas linhas sísmica do mar do Norte, como ilustrado pelos autotraços desta figura. De facto, a alguns quilómetros da linha da costa, os sedimentos, inicialmente, depositados, mais ou menos, subhorizontalmente, como os cones submarinos de bacia foram levantados (alargados) uma vez que o continente sofreu e sofre ainda hoje um salto isostático. O levantamento dos sedimentos aumenta em direcção do continente. O mesmo acontece com os sedimentos do talude continental que, no seguimento do levantamento isostático, exibem inclinações (para o mar) muito superior às permitidas pelo ângulo crítico de estabilidade. Este levantamento isostático é bem conhecido dos serviços topográficos e fiscais da Noruega, uma vez que a superfície das quintas litorais aumenta regularmente (as primeiras medidas datam do século XV, uma vez a linha da costa se desloca para o mar (descida relativa do nível do mar). Em conclusão, a isostasia é a tradução geológica da impulsão hidrostática descrita pelo princípio de Arquimedes : "Um corpo total ou parcialmente submerso num fluido em repouso, recebe um impulso de baixo para cima que é igualo volume igual ao peso do fluido que ele desloca." Esta força chamada impulso de Arquimedes ou impulsos hidráulico, mede-se em Newtons, e calcula-se pela fórmula seguinte : E = Pe V = ρf g V ou quando determinado para compara-lo com o peso do objeto: E= -Pe V = -ρf g V onde E é a pressão [N], Pe é o peso específico do fluido de [N / m3]2 Rf é a densidade do fluido, V o "volume de fluido deslocado" por um corpo imerso parcialmente ou completamente no mesmo , g a aceleração da gravidade da massa m. Assim, o impulso depende da densidade do fluido, do volume do corpo e da gravidade lá existente. O impulso (em normais e condições descrito de modo simplificado) actua verticalmente para cima e é aplicada no centro de gravidade. Esse ponto é chamado o centro de impulso. Para que exista equilíbrio num aplaca litosférica, se há aumento do peso (existência de elevações topográficas ou a presença de sedimentos ou massas de gelo ou água), ele implica afundamento correspondente da placa, e vice-versa. Todavia, este processo decorre numa escala de tempo geológico e está sujeito à homeostasia (*) resultante da complexidade do sistema geológico. Os fluxos laterais necessários para ajustar as variações decorrem muito lentamente: a Escandinávia continua a subir lentamente (cerca de 9 mm/ano) por ajustamento isostático em resultado do desaparecimento dos gelos da última glaciação, e assim continuará por muitas centenas de milhares de anos.

(*) Propriedade de um sistema aberto, especialmente dos seres vivos, de regular o seu ambiente interno, de modo a manter uma condição estável mediante múltiplos ajustes de equilíbrio dinâmico, controlados por mecanismos de regulação interrelacionados.