Lacuna....................................................................................................................................................................................................................................................................................Diastem

Lacune / Lacuna / Diastem (Kleine Hiatus) / Diastem （小间隙） / Углубление, впадина / Diastem (piccolo iato) /

Interrupção, relativamente, curta da sedimentação durante um intervalo de tempo com quase nenhuma erosão antes que a deposição recomece. Uma lacuna é, por vezes, chamada lacuna estratificada para bem sublinhar que ela corresponde a interrupção verificada numa série estratificada. Pode ter, também o nome de hiato e pode ser provocada por sem deposição (lacuna de estratificação) ou por erosão (lacuna de erosão) Sinónimo de Diastema e de Hiato.

Ver: « Hiato»
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Integralidade Sedimentar »

Figura 386 (Lacuna) - Os sedimentos clásticos depositam-se em camadas, devido à tendência que a água e o vento têm de espalhar sedimentos do mesmo tipo em horizontes, relativamente, finos, sobre uma grande extensão, durante condições ambientais, mais ou menos, constantes. Uma lacuna ou diastema é uma interrupção no registo estratigráfico, que pode ser o resultado de uma erosão local ou de um intervalo sem deposição e que representa um pequeno intervalo de tempo geológico. As interrupções por sem deposição ocorrem com mais frequência dentro de determinados ambientes sedimentares do que em associação com mudanças de ambiente. Um período de sem deposição pode ser o resultado de uma turbulência excessiva num determinado ambiente ou de uma deficiência de acarreio sedimentar. As descontinuidades na sedimentação ocorrem a todas as escalas. As interrupções pequenas (variando de segundos a dias) estão associadas com a migração das camadas, variações das ondas do mar ou energia das correntes, assim, como, com os ciclos de maré. Os depósitos associados com as variações das estações formam-se durante as inundações, tempestades, ciclones, etc., e podem ocorrer numa escala de décadas a centenas de anos. Nos ambientes sedimentares profundos, o depósito das camadas turbidíticas é considerado, geologicamente, como instantâneo (horas), enquanto que o tempo de depósito dos horizontes pelágicos, que se depositam entre elas (em geral pouco espessos), pode ser de centenas de milhares ou mesmo milhões de anos. Todas as superfícies de estratificação, como, as ilustradas nesta fotografia do circo rochoso do “Creux du Van” (cantão de Neuchâtel na Suíça) que tem cerca de 1400 metros de largura por 200 metros de altura, representam um pequeno tempo de interrupção ou hiato. Se o hiato for, suficientemente, grande, a superfície corresponde a uma discordância (limite de um ciclo estratigráfico), cuja idade é dada pela idade dos cones submarinos de bacia que repousam, por biséis de agradação marinhos, contra a conformidade correlativa da discordância em água profunda. As superfícies de estratificação podem ter um hiato diferente de um lugar para outro. As superfícies de estratificação têm sempre uma pequena unidade de tempo que é comum a toda a superfície. O conceito de superfície de estratificação é, inteiramente, dependente da escala tempo e das rochas consideradas. Como o tempo que corresponde à ausência de sedimentação, que produz uma descontinuidades pode ter valores muito distintos, certos geocientistas diferenciam hiato de diastema e de lacuna: (i) Hiato, quando a duração é muito curta, (ii) Diastema, quando a interrupção é curta sem modificação das condições de sedimentação e (iii) Lacuna, quando a duração é significativa e pode ser avaliada, biostratigraficamente, como a lacuna de uma biozona. Uma superfície estratigráfica pode ser considerada como um limite físico contínuo. Pelo menos três grandes grupos de superfícies estratigráficas podem ser observadas no campo ou nas linhas sísmica : (i) Superfícies estratais - Os planos de estratificação e os reflectores cronostratigráficos são superfícies estratais ; um reflector sísmico representa um intervalo sísmico, mais ou menos, espesso, cuja espessura dependa da resolução sísmica e que pode variar entre 10 e 100 metros ; (ii) Superfícies de descontinuidade (*), que são superfícies físicas causadas por erosão ou por não deposição e que podem ser: a) Discordâncias, quando causadas por erosão ; b) Paraconformidades, quando separam estratos, mais ou menos, paralelos com um hiato de sem deposição ; c) Hiatos de deposição, os quais podem ser definidos por biséis de superior / biséis de progradação (ambientes subaéreo /subaquático), biséis de progradação / truncaturas aparentes (ambientes subaquático / subaéreo), biseis de agradação / conforme ((ambientes subaquático / subaquático) ; (iii) Superfícies diacrónicas, que incluem superfícies transgressivas retrogradantes e, nas linhas sísmicas, os reflectores associados com os planos de contacto gaz / petróleo-água, e que podem ser quer síncronas (paralelas às superfícies estratais) quer diacrónicas (oblíquas às superfícies estratais).

(*) Uma descontinuidade designa uma transição ou contacto entre intervalos quer com densidades diferentes (descontinuidade de Mohorocovici), quer com diferentes fácies sedimentares, quer entre intervalos separados por um hiato. Existem vários tipos de descontinuidades: 1- Estratigráficas ; 2- Sedimentares ; 3- Litológicas ; 4- Tectónicas, etc., Dentro das descontinuidades litológicas podem reconhecer-se as: (i) Descontinuidades Concordantes, quando há continuidade entre os intervalos sucessivos ; (ii) Descontinuidades Paraconformes ou Paraconformidades, quando não há diferença de atitude entre os intervalos sobrepostos, mas há um hiato por ausência de deposição importante entre eles ; (iii) Descontinuidades Não Conformes ou Não Conformidades, quando há um contacto entre um intervalo sedimentar e um corpo ígneo mais antigo ; (iv) Descontinuidades Desconformes ou Desconformidades, quando as camadas dos intervalos são paralelas de um e de outro lado da superfície de contacto a qual não é conforme com a estratificação regional ; (v) As Descontinuidades Discordantes ou Discordâncias quando os dois intervalos estão separados por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo ; (vi) As Descontinuidades Discordantes Reforçadas ou Discordâncias Reforçadas pela Tectónica, quando os sedimentos do intervalo sobrejacente a uma discordância foram deformados pela tectónica ; (vii) Descontinuidades Intrusivas, quando um corpo ígneo atravessa uma série sedimentar ; (viii) Descontinuidade Mecânicas, quando elas são induzidas por falhas, etc. (https://estpal13.wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Lafourche (lóbulo deltaico).................................................................................................................................................................................................................Lachourche

Lafourche (lobe de delta) / Lafourche (lóbulo deltaico) / Lafourche (Delta-Lappen) / Lafourche（三角洲叶）/ Лафурш / Lafourche (lobo di delta) /

Um dos seis lóbulos principais do edifício deltaico do Mississippi: (a) Maringoiun ; (b) Teche ; (c) St. Bernardo; (d) Lafourche ; (e) Achafalaya e (vi) O lóbulo actual.

Ve : «Delta Digitado»

Lago de Canal Abandonado.....................................................................................................................................................................Oxbow Lake

Lac de chenal abandonné / Lago de canal abandonado / Altwasser (Fluss) / 河迹湖 / Пойменное озеро / Lanca /

Lago num meandro ou canal abandonado formado por transbordo da água durante uma cheia ou por oscilação (exagero da curvatura do meandro). Sinónimo de Lago de Meandro e de Lago de meandro abandonado.

Ver: « Deposição Fluvial »
&
« Barra de Meandro (fóssil) »
&
« Tampão Argiloso »

Figura 387 (Lago de Canal Abandonado) - Um lago de meandro abandonado forma-se quando um rio cria um meandro devido à erosão das margens, função da acção hidráulica e da relação abrasão / corrosão. Com o tempo o meandro curva-se cada vez mais e, eventualmente, pode acontecer que o pescoço meandro, finalmente, ponha em contacto ambos os lados isolando o meandro formando um lago de meandro. Efectivamente, quando um rio atinge uma planície, muitas vezes, no seu curso final para o mar ou para um lago, ele descreve numerosos meandros. Na vizinhança de uma curva do rio, os sedimentos são depositados sobre a margem convexa. Ao contrário, na margem côncava ocorre erosão lateral e basal. A deposição contínua na margem convexa e a erosão na margem côncava exageram a curvatura, e as duas bordas côncavas aproximam-se. Com o tempo, a faixa de terra entre as duas bordas côncavas vizinhas é isolada, quer pela erosão lateral de ambas as margens côncavas ou pelas fortes correntes de uma inundação. Quando isso acontece, o rio toma uma nova trajectória mais rectilíneo, que se aprofunda para transportar mais rapidamente a água inferior, um sector do meandro é abandonado. Quando a deposição finalmente preenche o atalho do canal do rio, forma-se um lago de meandro abandonando. Este processo pode durar de vários anos até várias décadas. Nesta fotografia os lagos de canal abandonado, lagos de meandro ou lagos em ferradura associados com o rio Yukon (corre na América do Norte, na província da Colúmbia Britânica, no território de Yukon e no estado norte-americano do Alasca, e desagua no mar de Bering do oceano Pacífico) são, perfeitamente, visíveis e, provavelmente, a maior parte deles foram produzidos por oscilação, isto é, por exageração da curvatura de um meandro, a qual faz desaparecer o pedúnculo (base do meandro) e cria um trajecto do rio muito mais curto, do que por transbordo. Ao longo de um rio, nem todas as sinuosidades se exageram, uma vez que há secções sem meandros. Para que um meandro se forma é necessário que exista um estado de equilíbrio entre a inclinação, o escoamento, a carga e a resistência das margens. Quando se trata de um meandro de planície aluvial (meandro divagante), como é, o caso do exemplo ilustrado nesta figura, as margens são encaixadas em aluviões. Ao contrário, quando se trata de um meandro de vale (meandro encaixado quando o curso de água acompanha a sinuosidade do vale), as partes côncavas da margem, durante a evolução do meandro, são talhadas na rocha e, neste caso, é a resistência desta que é tomada em linha de conta. Como a maior parte das rochas são mais resistentes que os aluviões, os meandro de vale têm inclinações relativamente mais fortes. Durante muito tempo, os geocientistas pensavam que os meandros se formavam quando a inclinação era muito fraca, isto é, quando a corrente estava já quase no fim da sua evolução e era incapaz de escavar. Por isso, ela começava a depositar os sedimentos e, pouco a pouco, o leito do rio preenchia-se. Todavia, e em primeiro lugar, em fim de evolução, um rio não tende, necessariamente, a se preencher. Em segundo lugar não se pode considerar um meandro como o resultado da impotência de um rio, uma vez que ele é uma forma de escavação ou de equilíbrio. Um rio muito carregado não forma meandros, mas bifurca-se ou divide-se em vários canais. Finalmente, pode dizer-se, que um meandro é o resultado de um estado de equilíbrio entre a força do rio e a resistência da rocha encaixante. Se as margens forem pouco resistentes, a evolução do meandro fará cair no rio uma grande quantidade de material, que paralisa o rio junto às margens, e a corrente voltará ao leito aparente. Se as margens são muito resistentes, o rio não poderá escavar de maneira significativa. Lagos de meandro artificiais podem formar-se quando um canal do rio é endireitado, artificialmente, para melhorar a navegação ou para diminuir o risco de inundação. Isto ocorreu, principalmente, na parte superior do rio Reno, na Alemanha ,no século XIX. Um exemplo bem conhecido de uma via navegável, inteiramente, artificial com lagos de meandro é o canal de Oxford, na Inglaterra, que quando construído, originalmente, tinha um curso muito sinuoso, seguindo os contornos da terra, mas a parte norte do canal foi endireitado entre 1829 e 1834, reduzindo seu comprimento, mas criando um certo número de secções com lagos de meandro isolados do novo curso. Três teorias foram invocadas para explicar a formação dos meandros. (i) Teoria estocástica, A evolução de um meandro parece ser o resultado das flutuações estocásticas da direcção do escoamento devido a presença de obstáculos que mudam a direcção da trajectória da corrente ; (ii) Teoria do equilíbrio, formação de meandros diminui o gradiente de escoamento da corrente até que o equilíbrio entre a erosão do terreno e a capacidade de transporte da corrente seja alcançado e (iii) Teoria morfotectónica, na qual são os obstáculos que induzem a formação de meandros.

Laguna de Plataforma (com circulação aberta).................................................Shelf Lagoon Open Circulation

Lagon (plate-forme avec circulation ouverte) / Laguna de plataforma con circulación abierta / Shelf Lagune offenen Kreislauf / 货架泻湖开放流通 / Лагуна (платформа с открытой циркуляцией) / Laguna di piattaforma (circolazione aperta) /

Laguna que se forma numa cintura carbonatada atrás da zona de deflação das areias carbonatadas, mas que é, suficientemente, conectada com a água do mar para manter uma salinidade e temperatura semelhantes às do mar adjacente.

Ver: « Deposição (carbonatos) »
&
« Recife »
&
« Plataforma Carbonatada Aureolada »

Figura 388 (Laguna de Plataforma com Circulação Aberta) - Segundo Schlager W. (1991), este tipo de ambiente sedimentar carbonatado é caracterizado por: (i) Um contexto geológico ; (ii) Uma fácies (litologia) e (iii) Uma fauna. O contexto geológico é o do topo de uma plataforma, planar, situada numa zona eufótica, localizada, normalmente, acima das ondas do mar em condições de mar calmo, e que tem, mais ou menos, a mesma salinidade e temperatura do mar adjacente, o que quer dizer, que ela está em conexão directa com o mar. Os sedimentos que se depositam neste ambiente são lamas calcárias ou areias calcárias argilosas, função da granulometria dos sedimentos e da eficiência do joeiramento (calibragem ou selecção granulométrica) das ondas do mar e correntes de maré. Em associação com as lamas ou areias calcárias encontram-se pedaços de bioermas (massas de calcário lenticular espessas, sem estratificação, edificadas por organismos construtores como coraliários, algas coralináceas que permanecem em posição de vida) e biostromas (estruturas tabulares de calcário, construídas por certos organismos, como, por exemplo, rudistas, ostreídeos, que formam uma ou mais camadas interstratificadas numa dada sequência carbonatada), assim como areia e lamas terrígenas, quando o continente não está muito longe da plataforma. A biota (conjunto total de organismos de uma região geográfica ou um período de tempo) é constituída, principalmente, por bentos, como, lamelibrânquios (animais aquáticos, popularmente, designados por bivalves), gastrópodes (classe de moluscos com o corpo protegido por uma concha), esponjas (animais sem simetria ou com simetria radiada, sem cavidade digestiva), artrópodes (animais invertebrados que possuem partes do corpo articuladas e rígidas), foraminíferos (organismos unicelulares que se distinguem dentre os protozoários por possuírem uma rede de pseudópodos filamentosos e uma carapaça - testa - de composição e complexidade variáveis) e algas (organismos fotossintetizantes, sem valor taxonómico que abriga um grupo de organismos que possuem clorofila a, sem talo diferenciado em raiz, caule e folhas, possuem hábitos aquáticos e são eucariontes heterotróficos, autotróficos ou mixotróficos, ou seja, que se alimenta a partir de substâncias inorgânicas que as transforma em substâncias orgânicas por fotossíntese - holofítico, e, directamente, de substâncias orgânicas - saprofítico). É interessante relembrar, aqui, o problema principal ligado à origem dos recifes (*), isto é, à aparente contradição entre a impossibilidade dos corais viverem abaixo de 25 metros de profundidade e a espessura dos recifes (fósseis), que ultrapassa várias centenas de metros. Com efeito, a teoria da glacioeustasia (**) não pode explicar, por ela só, uma tal espessura, uma vez que o nível do mar, durante as glaciações do Quaternário, não desceu mais do que uma centena de metros abaixo do nível actual. Isto quer dizer, que os corais, pelo menos os do Quaternário, não podiam ter-se formado sob uma profundidade de 125 metros. As grandes profundidades às quais se encontram os recifes fósseis, como a sua grande espessura, só se podem explicar por uma subsidência do fundo do mar, que era compensada pelo crescimento vertical dos recifes. Por outras palavras, unicamente, as subidas do nível do mar relativo ou seja do nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica) podem explicar as enormes espessuras recifais encontradas nos registos estratigráficos.

(*) Uma das explicações da origem dos atóis foi proposta por Charles Darwin, em 1830. Segundo a teoria de subsidência de Darwin, que não explicação para todos os recifes de franja e barreira. o atol tem a sua origem quando os recifes de franja começam a crescer ao longo da costa de ilhas vulcânicas recentes. Ao longo do tempo, estas ilhas começam a subsidir. Se a subsidência não ocorrer muito rapidamente, os recifes conseguem adaptar-se, formando inicialmente um recife de franja, seguido do recife barreira e, finalmente, um atol, à medida que a ilha desaparece. devido às condições de água calma e elevada sedimentação tal não é possível, o que faz com que se desenvolva uma lagoa. Por volta dos anos cinquenta fizeram-se perfurações nas ilhas Marshall (atol de Eniwetok), até 1283 m de profundidade, onde se encontrou rocha vulcânica, o que corroborou a teoria de Darwin (Lad et al., 1953 in Nybakken, 1988).

(**) Eustatismo, ou seja, variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (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 o resultado da acção combinada do nível domar absoluto (eustático) e da tectónica.

Lahar..................................................................................................................................................................................................................................................................................................Lahar

Lahar / Lahar / Lahar / 山泥流 / Лахар / Lahar /

Escoamento de lama, composto, principalmente, por material piroclástico, nos flancos de um vulcão. Lahar é uma palavra da língua da Indonésia que designa uma mistura de restos de rocha e água formada nas vertentes de um vulcão e que se escoa muito rapidamente. Os lahars podem formar-se de várias maneiras: (i) Rápido derretimento da neve e gelo devido a fluxos piroclásticos ; (ii) Intensas chuvas sobre depósitos vulcânicos pouco consistentes ; (iii) Ruptura de um lago obstruído por depósitos vulcânicos, etc.

Ver: « Escoamento de Detritos »
&
« Tefra »
&
« SDR (reflector que inclina para o mar) »

Figura 389 (Lahar) - Basicamente, um lahar é um conglomerado associado a lamas vulcânicas, que se formam depois da erupção de um vulcão. A formação de lama é um fenómeno frequente sobre as encostas vulcânicas. As erupções são, muitas vezes, acompanhadas de chuvas intensas e o vulcão, ele mesmo, emite vapor de água em grandes quantidades, que se condensa sobre as encostas. O lago de retenção, quer ele esteja localizado atrás das cinzas ou, mesmo na cratera do vulcão, pode, bruscamente, esvaziar-se, a quando de um abalo posterior e formar enormes correntes de lama, isto é, um lahar. Os lahares descem costa abaixo, como qualquer escoamento e submergem quase tudo à sua passagem, como, por exemplo, o escoamento que ocorreu no ano 79 com a erupção do Monte Vesúvio, o qual fossilizou uma grande parte da cidade romana de Herculano, mas que deixou os tectos das casas intactos, o que não sucedeu na cidade de Pompeia, onde o material vulcânico caído do céu deixou os muros das casas intactos, mas provocou o colapso dos telhados das casas. Nesta figura está ilustrado o lahar, produzido pela água das chuvas, ao longo do Rio Nima II, perto da cidade de El Palmar (Guatemala), que se formou nas encostas do vulcão Santiaguito, onde as condições para a formação de lahares são ideais, uma vez que as erupções destroem a vegetação ao mesmo tempo, que depositam camadas de rochas vulcânicas inconsistentes. Durante a estação das chuvas, quando os rios transbordam, eles erodem esses depósitos e formam lahars que são, extremamente, perigosos. Quando não há formação de lahars, a erosão favorece, a deposição dos sedimentos no leito dos rios, o que favorece, evidentemente, as inundações. Os lahars contêm uma elevada concentração de detritos dos flancos dos vulcões e têm uma enorme de poder destrutor. Se a concentração dos sedimento é superior a 20% do volume total de fluxo, ele é considerado como hiperconcentrado. Se esta proporção de detritos é superior a 60%, o escoamento é chamado, por certos geocientistas, fluxos de detritos, que podem percorrer grandes distâncias, com uma frente de escoamento deslocando-se à uma velocidade que pode alcançar 85 km/h. Um exemplo típico de fluxo de detritos foi o causado pela erupção do Cotopaxi, no Equador, em 1877, o qual percorreu mais de 320 km a uma velocidade média de 27 km/h. Lahars podem também ser considerados fluxos de lama se a sua proporção de argila é forte. A erupção do Pinatubo, na ilha de Luzon (Filipinas) que começou em Abril de 1991 e durou mais de um ano, emitiu uma grande quantidade de depósitos vulcânicos não estabilizados. No dia 14 de junho, o tufão "Yunya" passou sobre a ilha e foi seguido por outros tufões no mês de Julho, que iniciaram lahars cada vez mais importantes. Este fenómeno repetiu-se a cada estação das chuvas ou a cada passagem do tufão, durante várias décadas. Os vulcões subglaciários criam lahars particulares e desastres glaciários, chamados de "jokulhlaup" (literalmente "corrida de gelo"). O exemplo da erupção do vulcão islandês Katla debaixo do glaciar Myrdalsjokull teve este tipo de consequência. Da mesma maneira, em 1996, debaixo do Vanatjökull (glaciar islandês com 8 100 m2, a 1 700 m de altitude que desagua no Oceano Atlântico), o calor do vulcão causou a fusão de uma grande quantidade de gelo e aumentou do volume do lago Grimsvötn, localizado no meio do glaciar, passando a sua superfície de 12 km2 a 40 km². Três quilómetros cúbicos de água pressurizada infiltraram-se sob o glaciar, e foram libertados, de maneira abrupta, três semanas depois do fim da erupção. No dia 5 de Novembro, produziu-se um "jokulhlaup" levando blocos de rocha e gelo ... o enorme escoamento atingiu um acme de 55 000 m²/sec fazendo desaparecer estradas, pontes e casas. A inundação repentina parou no dia seguinte abandonando uma enorme quantidade de lama negra, nauseante, mas sem fazer vítimas (http://www.earth-of-fire.com/article-les-sept-risques-volcaniques-5-les-lahars-63125559.html).O grande lahar que destruiu Vila Franca do Campo (vila portuguesa na ilha de São Miguel, Região autónoma dos Açores) na noite de 21 para 22 de Outubro de 1522 (a famigerada subversão de Vila Franca), causando milhares de mortos, recobriu de lama e pedras cerca de 3,5 km2 de terreno. Nos Açores existem muitas centenas de formações geológicas identificadas como tendo sido formadas por lahars, alguns recobrindo grandes áreas, como é caso do lahar que a partir da zona do Pico Rachado desceu ao longo da Ribeira de São Roque, nos Altares, Terceira, percorrendo mais de 6 km até ao seu termo. Um exemplo notável deste efeito dos lahars é a presença de gigantescos blocos traquíticos, com cerca de 8-10 m de altura e pesando alguns milhares de toneladas, isolados no planalto existente acima do lugar da Caparica, Biscoitos, na ilha Terceira. Aqueles blocos foram ali deixados por um gigantesco lahar que se formou há cerca de 25 000 anos durante a última grande erupção do Pico Alto (Terceira). (https://blacksmoker.wordpress.com/ 2008/07/16/lahars-mudflows/)

Lama Hemipelágica......................................................................................................................................................................................Hemipelagic Mud

Boue hémipélagique / Lodo hemipelágico / Hemipelagischen Schlamm / 半深海泥 / Гемипелагический аргиллит / Fango Hemipelagic /

Mistura de material carbonatado biogenético e sedimentos argilosos terrígenos. O termo lama é utilizado para descrever um lodo solto, macio e pegajoso, que se deposita, muitas vezes, nas orlas costeiras e na foz dos cursos de água, devido à floculação (processo em que as partículas argilosas em suspensão, em contacto com a água do mar, coagulam e se depositam rapidamente) e à sedimentação que ocorre durante as preiamares.

Ver : "Mar Profundo"

Lâmina de Água de Plataforma.................................................................................................................Shelf Accommodation

Tranche d'eau de plataforma / Lámina de agua de plataforma / Shelfal住宿 / Водяной объем платформы / Lama di acqua de piattaforma /

Espaço disponível para os sedimentos entre o fundo e nível de mar numa plataforma continental. O espaço disponível é função da eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) e da Tectónica (subsidência ou levantamento do fundo do mar). As mudanças de espaço disponível são induzidas pelas mudanças do nível de mar relativo, que é o resultado da acção combinada das variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica (subsidência ou levantamento). Sinónimo de Espaço Disponível e Acomodação.

Ver: « Intervalo Transgressivo »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Plataforma »

Figura 390 (Lâmina de Água de Plataforma) - Neste modelo, a combinação da tectónica (subsidência neste caso) e eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, ou seja, variações do nível do mar global referenciadas a um ponto fixo, que em geral é o centro da Terra ou um satélite) cria variações do nível do mar relativo que determinam o espaço disponível para os sedimentos (ou acomodação), em particular, costa adentro do rebordo da bacia, o qual pode coincidir ou não com o rebordo continental. Quando, ao nível de um ciclo sequência, a bacia não tem plataforma, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo continental. Quando a bacia tem uma plataforma, o que acontece, dentro de um ciclo sequência, durante o intervalo transgressivo (IT) e durante a parte inicial (1a fase) do desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a linha da costa está localizada a montante do rebordo da bacia que coincide com o rebordo continental. Isto é particularmente verdadeiro nas linhas sísmica devido à resolução dos dados sísmicos. Nesta figura, desde há cerca de 3 Ma, a subsidência (linha vermelha contínua e inclinada para a direita) aumentou de maneira regular até hoje. Se não houvesse nenhuma variação eustática, a subsidência (linha vermelha, fundo do mar a descer), por si só, aumentaria de maneira, mais ou menos, contínua a lâmina água e, assim, o espaço disponível para os sedimentos, a partir 3,0 Ma aumentaria sempre. A curva da eustasia (linha azul, que corresponde as variações do nível do mar absoluto ou eustático), que é uma curva sinusoidal, mostra dois pontos altos (2,8 Ma e 1,3 Ma) e dois pontos baixos (mais ou menos, 2,1 Ma e 0,4 Ma), o que quer dizer, que o nível global do mar subiu até cerca de 2,8 Ma e depois desceu até 1,3 Ma, para tornar a subir até cerca de 1,4 Ma e, de novo, descer até cerca de 0,4 Ma, para depois recomeçar a subir. Quando o nível do mar absoluto ou eustático sobe, a lâmina de água aumenta e esse aumento vai juntar-se a lâmina de água criada pela subsidência. Quando o nível do mar absoluto ou eustático desce, a lâmina de água diminui e ela tem de se subtrair ao aumento da lâmina de água criada pela subsidência. A curva do nível do mar relativo (linha curva em verde), mostra as variações da lâmina de água determinadas pela acção combinada da curva do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Esta curva cíclica, também sinusoidal, representa as variações do espaço disponível para os sedimentos a montante do rebordo continental. Como ilustrado, o nível do mar relativo pode subir em aceleração (quando a 1a e 2a derivada da curva são positivas) ou em desaceleração (quando a 1a derivada da curva é positiva e a 2a negativa). A jusante do rebordo continental, a batimetria é muito importante e, assim, há sempre espaço disponível para os sedimentos, o que não é o sempre o caso a montante. A ciclicidade da curva do nível do mar relativo é função da ciclicidade da eustasia (a subsidência aumenta maneira contínua). Os movimentos tectónicos são, também, mais ou menos, cíclicos, mas o comprimento de onda é muito maior do que o dos ciclos eustáticos, em particular dos ciclos eustáticos de 3a ordem, cujo tempo de duração varia entre 0,5 e 3-5 My. Na grande maioria dos casos, a ciclicidade os depósitos sedimentares é induzida pela eustasia e as superfícies de erosão (discordâncias) são criadas pelas descidas do nível do mar relativo que põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Dentro de um ciclo eustático, distinguem-se quatro sectores: (i) Sector de Descida em Desaceleração (depositam os cones submarinos de bacia, CSB e cones submarinos de talude, CST) ; (ii) Sector de Subida em Aceleração (depósito do prisma de nível baixo, PNB e do intervalo transgressivo, IT) ; (iii) Sector de Subida em Desaceleração (em relação ao qual se deposita o prisma de nível alto, PNA) e (iv) Sector de Descida do nível do mar relativo (deposita-se o prisma de bordadura da bacia, PBB) Em termos matemáticos pode dizer-se que no sector (i), a curva das variações do nível do mar relativo tem a 1a derivada negativa e a 2a positiva (geometria decrescente côncava) ; no sector (ii), a 1a derivada é positiva e a 2a positiva (geometria crescente côncava) ; no sector (iii), 1a derivada é positiva e a 2a negativa (geometria crescente convexa) e no sector (iv)m a 1a derivada é negativa e a 2a negativa (geometria decrescente convexa). Num ciclo estratigráfico, para haver sedimentação, o nível do mar tem sempre que subir, para criar ou aumentar o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), excepto, evidentemente, para o caso dos cones submarinos (de talude e de bacia), uma vez que eles se depositam sob uma grande lâmina de água. O nível relativo do mar não sobe ou desce em continuidade. Numa subida do nível do mar há sempre períodos de estabilidade relativa do nível do mar de duração variável (paraciclos eustáticos).

Laurasia (pequeno supercontinente)...................................................................................................................................................................................Laurasia

Laurasia / Laurasia / Laurasia / 劳亚大陆 / Лавразия / Laurasia /

Pequeno supercontinente setentrional do supercontinente Pangeia, que se formou por aglutinação dos continentes do Paleozóico durante a segunda fase do ciclo de invasão continental posterior ao supercontinente Protopangeia (Rodínia). O Laurasia era, mais ou menos, separado do pequeno supercontinente meridional da Pangeia (Gondwana) pelo Mar de Tétis.

Ver: « Supercontinente »
&
« Pangeia »
&
« Gondwana »

Figura 391 (Laurasia. pequeno supercontinente) - A Laurasia é um pequeno supercontinente que se separou, durante o Mesozóico, do sul do supercontinente Pangeia, o qual passou a chamar-se Gondwana. Á cerca de 65 milhões de anos atrás, a Laurasia (não confundir com Laurussia (*) que é um continente do Devónico, que é anterior a formação da Pangeia) dividiu-se em dois grandes continentes: (i) Eurasia e (ii) América do Norte, ao mesmo tempo que se formava o oceano Atlântico Norte. A maioria dos geocientistas está de acordo sobre a hipótese de que no fim do Paleozóico: (i) A litosfera terrestre era constituída por um número limitado de placas litosféricas, eventualmente, uma só ; (ii) Que no meio de um grande e único oceano, chamado Pantalassa, se formou, por aglutinação dos continentes do Paleozóico, um grande supercontinente, chamado Pangeia ; (iii) Que o supercontinente Pangeia estava ladeado por toda a parte por cadeias de montanhas, associadas a margens convergentes, excepto na parte oriental, onde existia um grande golfo (oceano Paleotétis (**)), que sublinhava uma margem continental divergente ; (iv) Na parte norte da Pangeia, encontrava-se o pequeno supercontinente Laurasia (por vezes considerado como um continente), que era composto pelas velhas cadeias de montanhas (Oural, Caledónica, Apalaches, Ouachita e a cadeia Hercínica) ; (v) Na parte sul do supercontinente Pangeia, encontrava-se o pequeno supercontinente Gondwana, no qual a única cadeia de montanhas central importante era a da Mauritânia. A cadeia dos Andes, a Cadeia Transantárctica e a cadeia da Tasmânia são cintura montanhosas periféricas e, localmente, mais recentes. O supercontinente Pangeia, como todos os outros supercontinentes, marca o fim de um ciclo tectónico /sedimentar, cuja de duração varia entre 200 e 300 My, o qual, na base do princípio da tectónica das placas (***) e assumindo que o volume de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra (4,5 Ga), se pode resumir-se assim: (a) Quando o número de placa litosféricas é muito pequeno (supercontinente), o nível do mar (distancia entre a superfície do mar e um ponto de referência) é muito baixo, visto que o volume das bacias oceânicas é muito grande, uma vez que o volume das dorsais oceânicas é pequeno) ; (b) Quando um supercontinente se fractura e os continentes assim individualizados, se dispersam, o nível do mar absoluto (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) sobe e invade os continentes, uma vez que o volume das bacias oceânicas diminui (grande volume das montanhas oceânica, isto é, das dorsais oceânicas) e (c) Desde que os continentes não se podem podem afastar mais (a Terra é esférica), eles começam a aproximar-se uns dos outros para entrarem em colisão e formar novas cadeias de montanhas e um novo supercontinente, o que implica que o nível do mar absoluto ou eustático desça, uma vez que o volume das bacias oceânica aumenta (menos dorsais oceânicas). Nesta evolução, o termo colisão que na linguagem correntes corresponde a uma transformação da energia cinética em energia de deformação, como, por exemplo, quando um carro esbarra contra uma parede, é utilizado aqui, unicamente, por tradição. Na realidade, na Tectónica das Placas, a energia cinética não desempenham nenhum papel. Todas as rochas de uma placa litosférica estão submetidas ao mesmo vector tectónico. Todavia, elas deformam-se, localmente, onde elas perderam a resistência à deformação, o que acontece quando elas são submetidas a altas temperaturas e pressões.

(*) A Laurussia, continente dos velhos arenitos vermelhos ou Euramérica, foi um pequeno supercontinente que se formou no Silúrico no seguinte de uma colisão entre os continentes Laurência, Báltica e Avalónia (orogénese Caledónica), que englobava o que hoje se chama a América do Norte, Europa do Norte e de Este.

(**) O supercontinente Pangeia era um massa de terra com forma de "C" com a abertura a Este. Dentro do "C" estava o Oceano Paleotétis. Dois microcontinentes, que fazem actualmente parte da China, localizavam-se no nordeste à volta do Oceano Paleotétis. Todavia, há cerca de 300 milhões de anos, iniciou-se uma riftização a Este que separou um delgado arco da parte interior do braço sul de Pangeia. O novo microcontinente, que os geocientistas denominaram Cimméria, incluía o que é actualmente é a Austrália, a Antártida, o subcontinente indiano e a África-Arábia. Atrás deste novo microcontinente começou a formar-se um novo oceano, dito Mar de Tétis, que se foi mar ampliando, à medida que a Cimméria se deslocava para norte, para a Laurásia, e que Oceano Paleotétis se fechava.

(***) O princípio base da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções. As placas litosféricas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias de montanhas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e activa. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Tect%C3%B3nica_de_placas)

Laurência......................................................................................................................................,,.........................................................................................................................Laurentia

Laurentia / Laurencia / Laurentia (Kontinent) / 勞倫大陸 / Лауренция (континент) / Laurentia /

Continente resultante da ruptura do supercontinente do Pré-Câmbrico (Protopangeia ou Rodínia). Os principais continentes do norte da Protopangeia eram o Báltica (Finoescandinávia ou Fenoscândia) e o Laurência, o qual incorporava muito do que agora é a América do Norte. Devido ao alargamento e ruptura da parte Sul do Protopangeia, o Laurência migrou, lentamente, para o Norte. Durante o Câmbrico e Ordovícico, o Laurência estava localizado perto do equador e coberto por mares pouco profundos, nos quais trilobites e outros tipos vida marinha floresceram. Nesse tempo, a margem do sul do Laurência tinha uma paleolatitude, aproximadamente, de 15-20º S.

Ver: « Supercontinente »
&
« Pangeia »
&
« Gondwana »

Figura 392 (Laurência, continente) - A paleogeografia do Câmbrico Tardio, ilustrada nesta figura, sugere que a maioria dos continentes individualizados pela ruptura do supercontinente Protopangeia (também chamado Rodínia), estavam localizados no hemisfério Sul, a baixas paleolatitudes. Quando este supercontinente se fragmentou, o pequeno supercontinente Gondwana, e os continentes Laurência, Báltica e outros blocos asiáticos submergidos individualizaram-se. No Câmbrico, a o continente Laurência localizava-se perto do equador e estava, parcialmente, submergida pelo Mar de Japeto (*) (Mar de Iapetus), enquanto que o Báltica e o continente Sibéria se aproximavam progressivamente. O pequeno supercontinente Gondwana permaneceu sempre o maior das massas terrestres resultantes da ruptura do supercontinente Pangeia. As outras massas terrestres eram, principalmente, o Cazaquistão e China (China actual, Tailândia, Malásia e Indochina). Os mares (**) eram pouco profundos, especialmente, ao longo do rebordo dos continentes, o que quer dizer, que a maior parte das bacias sedimentares tinham uma plataforma continental. As ingressões marinhas, induzidas, principalmente, pela subida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e que é dependente da Tectonicoeustasia, da Glacioeustasia, da Geoidaleustasia e do Aumento Estérico do nível do mar ou Dilatação Térmica dos oceanos) que acompanhou a dispersão dos continentes (diminuição de volume das bacias oceânicas para uma quantidade de água admitida como constante) ocorreram no Câmbrico Médio e Tardio. As transgressões (conjunto das ingressões marinhas e das regressões sedimentares associadas) criaram mares pouco profundos à volta dos continentes, criando um habitat favorável à vida marinha. Como ilustrado neste esquema paleogeográfico, estes mares epíricos (epicontinentais), pouco profundos, cobriram a maioria dos continentes à excepção do pequeno supercontinente Gondwana, onde as regiões montanhosas predominaram, da parte Este da Sibéria e da parte central do Cazaquistão. A evolução do Laurência, desde o Proterozóico até à formação da Pangeia, pode resumir-se assim: (i) Há, mais ou menos 1,9 Ga, o Laurência formou-se por aglutinação dos vários cratões (Wyoming, Hearn, Rae, Slave, etc.) e pela acreção de terrenos como, o deserto de Mojave, por uma série de orogéneses durante a aglutinação do supercontinente Nuna (Columbia ou Hudsonia que foi um dos primeiros supercontinentes reconhecido pelos dados paleomagnéticos, que parece ter existido entre 1,5 à 1,8 Ga, durante a era Paleoproterozóico, e que deixou cratões que se encontram sobre os continentes Laurência e Báltica, assim como, na Ucrânia, Amazónia , Austrália e talvez na Sibéria, Norte da China e no deserto de Kalahari) ; (ii) Entre 1,8 e 1,6 Ga ocorreram as acreções de Mazatzai e Yavapai (províncias geológicas do Proterozóico do Arizona entre 1.7-1.6 Ga e entre 1,8-1,7) ; (iii) De 1,1 a 0,75 Ga, o Laurência fez parte do supercontinente Rodínia, do qual ele é o centro e se situa perto do equador ; (iv) De 0,75 a 0,60 Ga, ele derivou para o Sul com a Sibéria, Báltica, Amazonas, Africa ocidental e o cratão de Rio da Prata ; (v) Cerca de 0,6 Ga, ele fez parte du supercontinente Panótia, e se situava à volta de 60° Sul ; (vi) De 0,57 a 0,44 Ga, ele é um continente individualizado que derivou para o Norte e atingiu o equador no Silúrico ; (vi) Cerca de 0,47 Ga, o arco insular Tacónico colidiu com a sua costa Sul ; (vii) De 0,44 até 0,41 Ga, ele colidiu com Báltica e Avalónia para formar o continente Laurasia, fechando o Mar de Japeto e formando a cadeia Caledónica ; (viii) De 0,34 ate 0, 27 Ga, o continente Laurasia, do qual o Laurência fazia parte, colidiu com o pequeno supercontinente Gondwana formando o supercontinente Pangeia e as montanhas hercínicas.

(*) O Mar de Japeto, que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre o Neoproterozóico e Paleozóico, formou-se depois da separação do Protolaurasia. No hemisfério Sul, este oceano era localizado entre o Laurência (Escócia, América do Norte e Gronelândia) a Oeste, o Báltica (Escandinávia e Europa Oriental) a Este e o Avalónia (Reino Unido, noroeste da Europa) ao Sul, mais outras massas terrestres menores terras menores emergidas e situadas a Oeste da Avalónia (são as terras que hoje fazem parte da Nova Inglaterra, Nova Escócia e Acadia).

(**) Os mares diferenciam-se dos oceanos pela dimensão e posição geográfica. Os mares são partes dos oceanos menos profundas localizado entre limites continentais. Devido ao reflexo do céu, à temperatura da água, ou ainda, à presença de sedimentos coloridos ou substâncias no fundo do mar, a cor do mar varia entre azul, verde e o cinza escuro. to, dependendo sempre da velocidade e intensidade da ventania. Os oceanos são divididos pelas dorsais médias oceânicas dorsais, que formam as cadeias de montanhas submarinas que se estendem por mais de 65.000 km de comprimento com uma altura média de 2,5 km acima do solo submerso. que o cerca ao redor dos oceanos possuindo altura média de 2,5 km acima do solo submerso que o cerca (http://www.sitedecuriosidades.com/curiosidade/diferencas-entre-mar-e-oceano.html)

Lava Subaérea, SDR..........................................................................................,,............................................................................................................Subaerial Lava

Lave subaérienne, SDR / Lava subaérea / Subaerischen Lava / 地表的熔岩 / Поверхностная лава / Lavica subaerea /

Lava depositada, imediatamente, depois da ruptura dos supercontinentes, quanto que os centros de expansão ainda são subaéreos e não marinhos. As lavas subaéreas escoam-se e adelgaçam-se em direcção do continente. Não obstante o facto de elas inclinarem para o continente durante o escoamento, com o tempo, devido a sobrecarga das lavas subaéreas mais recentes, pouco a pouco, as mais antigas começam a inclinar para o mar, mesmo antes que os centros de expansão ou de alastramento se tornem submarinos para depositarem a crusta oceânica (lavas am almofada).

Ver: « SDR (reflector que inclina para o mar) »
&
« Pangeia »
&
« Cronologia da Tefra »

Figura 393 (Lava Subaérea, SDR) - A tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, mais ou menos paralela ao corte geológico ilustrado nesta figura, sugere, perfeitamente, a formação das lavas subaéreas associadas com a ruptura dos supercontinentes ou, como dizem os geocientistas de língua inglesa, dos SDRs ("Seaward Dipping Reflectors”) que se pode traduzir em português como reflectores que inclinam para o mar. Durante o alongamento de um supercontinente, em geral, produzido pelo desenvolvimento de uma anomalia térmica debaixo da litosfera, desde que espessura da litosfera atinge, mais ou menos, 10-20 km, ela é, altamente, injectada por filões basálticos e o material basáltico torna-se preponderante, relativamente, ao material siálico (palavra mnemónica, formado por sílica e alumínio, utilizada para designar um grupo de "minerais" calculados de forma arbitrária na classificação CIPW (*), essencialmente feldspato e quartzo feldespatóides). O alongamento da litosfera do supercontinente é à origem da formação de bacias de tipo rifte (em geral hemigrabens inclinando para fora da zona de adelgaçamento), que são preenchidas por sedimentos, em geral, não marinhos, muitas vezes, lacustres que, localmente, podem ser ricos em matéria orgânica. Quando a litosfera atinge uma tal espessura, o que corresponde, mais ou menos, a uma taxa de alongamento de 4, a litosfera não pode mais alongar-se por falhas normais (não há outra maneira de alongar os sedimentos). Ela rompe-se, por excesso de material mantélico injectado, individualizam, localmente, duas placas litosféricas, separadas por centros de expansão ou de alastramento (vulcões) a partir do qual derrames de lavas subaéreas se escoam em direcção do continente das placas individualizadas, como ilustrado nesta figura para a placa europeia (Mar do Norte). A espessura de cada fluxo de lava subaérea (o material vulcânico não poderiam escoar-se debaixo de água, onde ele se solidifica rapidamente) diminui em direcção do continente até que cada derrame desapareça por biselamento sobre a crusta continental do antigo supercontinente. À medida que as placas litosféricas se afastam, mais material vulcânico, chega à superfície e novos derrames vulcânicos se sobrepõem aos anteriores. A sobrecarga imposta pela sobreposição dos escoamentos de lava vai, pouco a pouco, obrigar os centros de expansão ou de alastramento, isto é, os vulcões, a afundar-se nas águas do mar que começa a invadir a área, até que eles sejam totalmente submersos. A partir desse momento, o material vulcânico expelido pelos centros de expansão é, rapidamente, solidificado, uma vez que ele não pode fluir debaixo de água. É a partir desse momento, que se forma a crusta oceânica, isto é, uma série de diques vulcânicos verticais, com toldo, colados uns aos outros, sem escoamento significativo de material vulcânico (lavas em travesseiro). A passagem da crusta vulcânica subaérea à crusta oceânica (**) é bem visível na extremidade esquerda desta tentativa de interpretação. A expressão SDRs ("Seaward Dipping Reflectors”) enfatiza bem que quando os geocientistas meteram em evidência tais reflectores a sua litologia era, totalmente, desconhecida. Foi com o poço DSDP ≠ 342 que os geocientistas reconheceram a natureza vulcânica dos reflectores. O corte geológico (sem escala), sugere que a morfologia do fundo do mar é o resultado de uma inversão tectónica. A falha normal, que borda a Este uma bacia de tipo rifte, foi, recentemente, reactivada em falha inversa o que encurtou e levantou não só os escoamento de lava subaérea (com deltas de lava evidentes) mas, também os sedimentos terciários que as fossilizam.

(*) A norma CIPW (http://www.uwgb.edu/dutchs/Petrology/cipw01.htm) foi desenvolvida no início do século XX pelos petrologistas Cross, Iddings, Pirsson e o geoquímico Washington. O cálculo da mineralogia normativa CIPW é baseado nos minerais típicos que podem ser precipitados a partir de uma massa fundida anidra a baixa pressão, e simplifica a geoquímica ígnea típica observada na natureza com as seguintes restrições: (i) O magma cristaliza sob condições anidras de modo que não se formam minerais hidratados (hornblenda, biotite) ; (ii) Os minerais ferromagnesianos são considerados livres de Al2O3.A ; (iii) A relação Fe / Mg para todos os minerais ferromagnesianos é assumida como sendo a mesma ; (iv) Vários minerais são considerados incompatíveis, assim a nefelina e / ou olivina nunca aparecem com quartzo na norma.

(**) A crusta oceânica pode dividir-se em três camadas : (I) A camada 1, que tem uma espessura média de 0,4 km, é formada por de sedimentos pouco consolidados (minúsculas conchas de organismos marinhos, geralmente, calcários e siliciosos, ou cinzas vulcânicas e sedimentos terrígenos transportados por turbidez), muitas vezes ausentes perto das cristas médias oceânica, mas que junto das margens continentais, são, principalmente sedimentos terrígenos, ; (II) A camada 2 é, geralmente subdividida em duas partes: camada 2A que corresponde a cerca de 0,5 km de material vulcânico vítreo a basalto, finamente cristalino, geralmente, sob a forma de lavas em almofada e ; camada 2B - que corresponde a cerca de 1,5 km de de diques de diabásicos ; (iii) A camada 3 é formada por magma lentamente resfriado e consiste, principalmente de gabros de grão grosseiro e rochas ultramáficas. Esta camada forma mais de dois terços do volume da crusta oceânica que, em média, tem cerca de 5 km de espessura.

Lavas em Travesseiro (ou em almofada)...............................................................................................................................................Pillow lava

Lave en coussins / Lavas en almhoadilla / Kissenlava / 枕状熔岩 / Эллипсоидная лава / Lava a cuscino /

Lava expelida por um vulcão submarino e que portanto não se pode escoa. Expelida a uma temperatura entre 1 000 e 1 200° C, a lava cobre-se de uma película de vidro, que não é, completamente, arrefecida, formando uma espécie de balão flexível, que é progressivamente inchado pela lava que continua a ser expelida. Desta maneira, ela forma uma pilha de bolas em forma de almofada ou de travesseiro com um tamanho de vários metros, sobre espessuras significativas

Ver: «Cronologia da Tefra»

Lei de Goguel.....................................................................................................................................................................................................................................Goguel's law

Loi de Goguel / Ley de Goguel / Goguel-Gesetz / Goguel的法律 / Закон Гогеля / Legge di Goguel /

Durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante. Esta hipótese, embora muito antiga, tomou um lugar muito importante na geologia com os trabalhos de Goguel (1954), que introduziu o segundo princípio da termodinâmica na geologia e em particular na tectónica. Este princípio é aproximativo. Ele não entra em linha de conta com a redução de volume induzida pela diminuição da porosidade em profundidade e pelos fenómenos de dissolução que podem, em certos casos, atingir cerca de 30% do volume total. Antes de Goguel, em 1933, Lindgreen introduziu o mesmo princípio na geologia mineira e sugeriu que durante a formação de um minério, por substituição, não há nenhuma mudança nem de volume nem da forma da rocha (lei dos volumes iguais).

Ver: « Princípio Geológico »
&
« Secção Palinspática »
&
« Secção Geológica »

Figura 394 (Lei de Goguel) - O esquema à esquerda representa uma tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica tirada numa área em que não há movimentos tectónicos laterais. O regime tectónico dessa área é caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos (soma da pressão geostática σg, pressão hidrostática ou pressão de poros σo e do vector tectónico σt) com o eixo principal (σ1) horizontal e o eixo mais pequeno (σ3) vertical. Isto quer dizer, que as estruturas, que encurtaram os sedimentos são, sobretudo, anticlinais cilíndricos e falhas inversas (ausência de falhas de deslizamento). Se isso for verdade, então a tentativa de interpretação está errada, uma vez que o interpretador não respeitou lei de Goguel, a qual diz que durante a deformação, tendo em linha de conta a compactação e a dissolução, o volume de sedimentos resta, mais ou menos, constante. Como enfatizado pelo teste de refutação (esquema na parte direita desta figura) o geocientista que interpretou a linha sísmica fez desaparecer, durante o encurtamento dos sedimentos, cerca de 16 km^3 de sedimentos por cada quilómetro perpendicular à linha sísmica. Na realidade, se o horizonte superior (colorido em verde) for horizontalizado, cria-se um espaço entre os outros horizontes, o qual aumenta com a profundidade, o que quer dizer que os horizontes não foram encurtados da mesma maneira. Por outro lado, a natureza tem horror do vazio. Assim, esta tentativa de interpretação é muito pouco provável, uma vez que ela não respeita um dos princípios básicos da geologia. Não esqueça que não há nem boas nem más interpretações geológicas das linhas sísmica mas, unicamente, tentativas de interpretação que resistem melhor que outras aos testes de refutação. Adoptando a abordagem científica seguida pela grande maioria dos geocientistas (ainda existem alguns verificacionistas (*)), uma vez que esta tentativa de interpretação é refutada, outra tentativa deve ser proposta, mas que respeite melhor a lei de Goguel, para que em seguida, ela seja, por sua vez, submetida a um novo teste de refutação e assim por diante. Em geologia, como em qualquer outra ciência, a tentativa mais provável (não há interpretações verdadeiras) é aquela que melhor resiste aos testes de falsificação (ou refutação). Evidentemente que a lei de Goguel não é exacta, uma vez que uma perda de volume das rochas por compactação e que a dissolução de certos minerais pode ser importante, como é o caso nas rochas calcárias, nas quais a dissolução pode atingir cerca de 35% do volume total da rocha. Erros como o ilustrado nesta figura foram muito frequentes há uns anos atrás quando as estruturas em flor, dos geocientistas da Exxon, estavam na moda. Actualmente, praticamente, todos os geocientistas sabem que uma estrutura em flor é, na maior parte dos casos, uma reactivação em compressão de estrutura em extensão mais antigas. Na interpretação geológica das linha sísmicas, além da lei de Goguel, outras leis geológicas devem sempre ser utilizadas: (a) A lei de Steno, que diz que as camadas sedimentares depositam-se em relação ao tempo, isto é, as mais velhas na parte inferior e as mais recentes na parte superior (esta lei é fundamental para a interpretação da história da Terra, uma vez que em não importa que local, ela indica a idade relativa das camadas e fósseis que elas contém) ; (b) a lei de J. Walther que diz que em continuidade de sedimentação, uma sucessão lateral de sistemas de deposição encontra-se também verticalmente ou seja, se lateralmente, em direcção do mar, se encontra a sucessão a, b, c, verticalmente, e de baixo para cima, encontrar-se-á c, b, a ; (c) lei ou princípio da Horizontalidade Original, que diz que as camadas sedimentares são depositadas horizontalmente ; (d) lei ou princípio da Continuidade Original Lateral, segundo a qual as camadas sedimentares depositam-se em continuidade lateral adelgaçam-se até zero ou terminam por biséis de progradação ou agradação contra os bordos dos sectores originais de deposição ; (e) lei ou princípio da Intrusão, que diz que a idade relativa entre duas rochas ígneas, ou entre uma rocha ígnea e uma rocha sedimentar, pode ser deduzida pelas relações geométricas entre elas: “Uma rocha intrusiva ígnea é mais jovem que a que ela penetra” ; (f) lei ou princípio de Ochkam, que diz que a pluralidade não deve ser invocada sem necessidade (“Pluritas non est ponenda sine necessita”) etc., etc.

(*) Um verificacionista é o termo usado em oposição a falsificacionista. Se este último procura dados de observação para tentar refutar, e substituir, a hipótese inicial (e se a não conseguir refutar a hipótese inicial é reforçada), um verificacionista tenta adicionar dados de observação para corroborar a hipótese inicial, a qual é indutivamente consolidada Os conceitos de falsificacionismo e verificacionismo fazem parte do problema de indutivismo, o qual é devido ao facto que não se pode pode dizer nada de universal a partir dos dados de observação. Segundo K. Popper, a verdadeira atitude científica, que contrasta com a atitude dogmática de procurar verificar as suas próprias teorias, é a atitude crítica, que não buscar evidências para provar a sua hipótese, mas procura fazer críticas que possam ilidir a hipótese inicial.

Lei de Steno..................................................................................................................................................................................................................................................Steno's law

Loi de Steno / Ley de Steno / Steno-Gesetz / 速记的法律 / Закон наложения / Legge di Stenone /

As camadas sedimentares depositam-se em relação ao tempo, isto é, as mais velhas na parte inferior e as mais recentes na parte superior. No século XXI, é muito fácil de dizer que esta lei é trivial, mas na época em que Steno a avançou suporia, certamente, uma ousadia genial. As rochas sedimentares são formadas por partículas, estratos e camadas que se sobrepõem umas sobre as outras, o que quer dizer, que numa sucessão contínua de rochas sedimentares, uma determinada camada é mais velha do que a sobrejacente e mais nova do que a subjacente. Esta lei é fundamental para a interpretação da história da Terra, uma vez que em não importa que local, ela indica a idade relativa das camadas e fósseis que elas contém.

Ver: « Estratificação (sedimentos) »
&
« Princípio Geológico »
&
« Camada »

Figura 395 (Lei de Steno) - A lei de Steno implica que a maior parte dos sedimentos se depositam, mais ou menos, horizontalmente (Princípio da horizontalidade original de Steno). Normalmente, quando as rochas sedimentares estão inclinadas, elas não estão na sua posição original. Elas foram ou alongadas, por um regime tectónico em extensão (formação de falhas normais), ou encurtadas, por um regime tectónico compressivo (formação de dobras e falhas inversas). Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de um autotraço de uma linha sísmica regional através do estreito de Macassar (entre a ilha de Bornéu e as ilhas Célebes), é evidente que a lei da horizontalidade original deve ser aplicada com muito cuidado, mesmo tendo em linha de conta o artefacto sísmico introduzido pela variação lateral da profundidade de água (as ondas sísmica viagem mais lentamente na água do que nos sedimentos). Ao longo de todas as linhas cronostratigráficas ou ao longo de todas as superfícies de deposição existem pelo menos quatro rupturas de inclinação : (i) Ruptura da Linha de Baía (*), entre os sedimentos aluviais e fluviais ; (ii) Ruptura costeira, que corresponde, mais ou menos, à linha da costa (sobretudo nas linha sísmica devido a resolução sísmica), que se localiza entre os sedimentos da planície costeira / deltaica e do prodelta ; (iii) Ruptura do Rebordo Continental (ruptura superior do talude continental), entre os sedimentos da plataforma e do talude continental, que pode coincidir ou não com o rebordo da bacia (depende se a bacia tem uma plataforma continental ou não e (iv) Ruptura da Base do Talude Continental, entre os sedimentos do talude e da planície continental. Os sedimentos clásticos do prodelta e do talude continental não se depositam horizontalmente, mas com uma certa inclinação (geralmente entre 1-3°) em direcção da bacia. Por outro lado, actualmente, a estratigrafia sequencial diz-nos que dentro de um paraciclo sequência, os sedimentos apresenta sempre uma geometria progradante, uma vez que durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que se segue a uma subida do nível do mar relativo (paraciclo eustático), a linha da costa se desloca para o mar. Nesta tentativa, na área do delta da Mahakam, as inclinações para Este dos sedimentos subjacentes à bacia de antepaís, são originais, quer isto dizer, que elas são sinsedimentares. Os sedimentos correspondem a depósitos de talude continental. Ao contrário, na cintura de Sulawesi, as inclinações dos sedimentos são posteriores à deposição. Elas resultam do encurtamento que ainda hoje continua, visto que as estruturas compressivas afectam o fundo do mar. Note que o edifício deltaico da Mahakam é uma sobreposição de deltas, cuja espessura varia entre 30 e 50 m. Assim, não confunda o talude continental que borda o rebordo continental, com um prodelta. Sismicamente, ao nível de ciclo sequência (antes da degelo das calotas glaciárias e glaciares do Quaternário) a bacia não tinha plataforma continental e a linha da costa coincidia com o rebordo continental até onde chegavam os prodeltas. Na interpretação geológica das linha sísmicas, além da lei de Steno, outras lei ou princípios geológicos devem sempre ser utilizadas: (a) A lei de Goguel, que diz durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante (esta lei é aproximativa, uma vez que ela entra em linha de conta com a redução de volume induzida pela diminuição da porosidade, em profundidade, e pelos fenómenos de dissolução que podem, em certos casos, atingir cerca de 30% do volume total (b) a lei de J. Walther que diz que em continuidade de sedimentação, uma sucessão lateral de sistemas de deposição encontra-se também verticalmente ou seja, se lateralmente, em direcção do mar, se encontra a sucessão a, b, c, verticalmente, e de baixo para cima, encontrar-se-á c, b, a ; (c) lei ou princípio da Horizontalidade Original, que diz que as camadas sedimentares são depositadas horizontalmente ; (d) lei ou princípio da Continuidade Original Lateral, segundo a qual as camadas sedimentares depositam-se em continuidade lateral adelgaçam-se até zero ou terminam por biséis de progradação ou agradação contra os bordos dos sectores originais de deposição ; (e) lei ou princípio da Intrusão, que diz que a idade relativa entre duas rochas ígneas, ou entre uma rocha ígnea e uma rocha sedimentar, pode ser deduzida pelas relações geométricas entre elas: “Uma rocha intrusiva ígnea é mais jovem que a que ela penetra” ; (f) lei ou princípio de Ochkam, que diz que a pluralidade não deve ser invocada sem necessidade (“Pluritas non est ponenda sine necessita”) etc., etc.

(*) Posamentier e Vail (1988) definiram a linha da baía, mais ou menos da seguinte maneira: (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) 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 ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (d) 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. Assim, linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial e a montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição.

Lei da Uniformidade...........................................................................................................................................................................................Uniformity law

Loi de l'Uniformité / Ley de Uniformidad / Uniformity Gesetz / 均匀定律 / Закон единообразия / Legge del’Uniformità /

Hipótese de que as mesmas leis e processos naturais que actuam no Universo actualmente, operaram sempre no Universo no Passado e se aplicam em todo o Universo. Isto, que parece uma trivialidade, é muito importante, pois reflecte um conceito que não só os geocientistas, mas todos os seres humanos utilizam todos os dias e que é a hipótese da universalidade: “Aquilo que se verifica aqui também se verifica noutros sítios”.

Ver: « Uniformitarismo »

Lei de Walther............................................................................................................................................................................................................................Walther's law

Loi de Walther / Ley de Walther / Walther-Gesetz /瓦尔特的法律 / Закон Вальтера / Legge di Walther /

Em continuidade de sedimentação, uma sucessão lateral de sistemas de deposição encontra-se também verticalmente. Se lateralmente, em direcção do mar, se encontra a sucessão a, b, c, verticalmente, e de baixo para cima, encontrar-se-á c, b, a.

Ver: « Estratificação (sedimentos) »
&
« Princípio Geológico »
&
« Cortejo Sedimentar »

Figura 396 (Lei de Walther) - Foi o geocientista alemão Walther, que estudou as relações entre as fácies (*) (litologia e fauna associada) e os ambientes sedimentares. Ele reconheceu, que os ambientes de deposição mudam, lateralmente, com o tempo e, em consequência, as fácies dos ambientes de deposição adjacentes se sucedem umas às outras como uma sucessão vertical. Ele constatou que a sucessão vertical das fácies é a mesma que a sucessão lateral. Nesta tentativa de interpretação de uma parte de um autotraço de uma linha sísmica regional do offshore de Moçambique, a sucessão lateral dos fácies a-b-c (a = siltes de planície deltaica com construções calcária no limite jusante, b = argilitos de talude continental e c = argilitos e areias de planície abissal) encontra-se também no sentido vertical e de baixo para cima (c-b-a). Esta lei (lei de Walther) só é válida em continuidade de sedimentação, isto é, em secções estratigráficas sem discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas relativas do nível do mar significativas), e em particular sem discordâncias reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares). Ela também só se pode aplicar em secções que não subdivididas por limites diacrónicos, como, por exemplo, por superfícies transgressivas ou linhas fácies. Todavia, embora os conjuntos de paraciclos sequência e ciclos sequência sejam subdivididos por superfícies diacrónicas, a lei de Walther é utilizada para interpretar o contexto de deposição destes intervalos sedimentares. O carácter diacrónico das superfícies (discordâncias, linhas de fácies e superfícies de ravinamento), que limitam esses ciclos estratigráficos, por razões práticas, é ignorado e os paquetes sedimentares, que os constituem (cortejos sedimentares, paraciclos sequências, e ciclos estratigráficos), são considerados, mais ou menos, como contemporâneos. Os sedimentos sobrejacentes e subjacentes às superfícies que limitam cada uma dessas unidades estratigráficas, são mais jovens ou, ao contrário, mais antigos do que a unidade em questão. Isto quer dizer, que os sedimentos, que formam uma unidade sedimentar, quer ela seja um paraciclo sequência ou um ciclo sequência são supostos síncronos. Nas linhas sísmicas, tendo em conta a resolução sísmica, o erro cometido é mínimo. Nesta tentativa de interpretação é importante entrar em linha de conta com o artefacto sísmico induzido pela abrupta e contínua variação da lâmina de água, uma vez que as ondas sísmicas deslocam-se mais rapidamente nos intervalos sedimentares do que na água. Assim, é possível que a superfície de base das progradações SBP. 91,5 Ma, numa versão em profundidade, seja subhorizontal ou mesmo, ligeiramente, inclinada para Oeste. Uma grande maioria dos geocientista pensa, ainda, que nas margens divergentes, a discordância da ruptura da litosfera, que enfatiza o início da margem, inclina francamente para o mar o que não é o caso. Na interpretação geológica das linha sísmicas, além da lei de J. Walther, duas outras lei geológicas devem sempre ser utilizadas: (a) A lei de Goguel, que diz durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante (esta lei é aproximativa, uma vez que ela entra em linha de conta com a redução de volume induzida pela diminuição da porosidade, em profundidade, e pelos fenómenos de dissolução que podem, em certos casos, atingir cerca de 30% do volume total (b) a lei de Steno que diz que As camadas sedimentares depositam-se em relação ao tempo, isto é, as mais velhas na parte inferior e as mais recentes na parte superior (esta lei é fundamental para a interpretação da história da Terra, uma vez que em não importa que local, ela indica a idade relativa das camadas e fósseis que elas contém) ; (c) lei ou princípio da Horizontalidade Original, que diz que as camadas sedimentares são depositadas horizontalmente ; (d) lei ou princípio da Continuidade Original Lateral, segundo a qual as camadas sedimentares depositam-se em continuidade lateral adelgaçam-se até zero ou terminam por biséis de progradação ou agradação contra os bordos dos sectores originais de deposição ; (e) lei ou princípio da Intrusão, que diz que a idade relativa entre duas rochas ígneas, ou entre uma rocha ígnea e uma rocha sedimentar, pode ser deduzida pelas relações geométricas entre elas: “Uma rocha intrusiva ígnea é mais jovem que a que ela penetra” ; (f) lei ou princípio de Ochkam, que diz que a pluralidade não deve ser invocada sem necessidade (“Pluritas non est ponenda sine necessita”) etc., etc.

(*) Foi o geocientista suíço Amanz Gressly, que em 1838, utilizou o termo fácies para exprimir; (i) O aspecto litológico da unidade estratigráfica, que está ligado a um conjunto paleontológico e (ii) O conjunto de fósseis que excluí, invariavelmente, outras fácies. Contudo, em 1898, J. Walther considerou a lei ou a correlação das fácies dizendo : “Os vários depósitos da mesma fácies (“faciesbezirk"), assim como, um conjunto de rochas de diferentes fácies são formados, espacialmente lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Haug (1907) estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Selley (1970), sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. O conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther, ideia parcialmente tomada de Gressly, foi adoptada a todo um corpo rochoso, e não unicamente a uma sucessão vertical, por Busch (1971) e denominado “incremento genético de estratos” (IGS). Em 1977, Brown e Fischer utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies que foi renomeado “cortejo sedimentar” ("systems tract”).

Leque Aluvial (terminando num corpo de água).........................................................................................................................................Fan delta

Cône ou Éventail alluvial (aboutissant dans un plan d’eau) / Abanico aluvial (que termina en el mar o lago), Abanico aluvial / Schwemmkegel (zum Meer, See) / 扇三角洲 / Аллювиальный конус выноса / Conoide alluvionale (che porta al mare, lago) /

Sedimentos aluviais depositados directamente no mar (quando a linha da costa está situada perto da linha de baía), que formam corpos geológicos progradantes, que certos geocientistas chamam deltas de tipo aluvial. Sinónimo de Delta tipo-Gilbert.

Ver: «Delta Aluvial»

Levantamento Isostático................................................................................................................................................................Isostatic Rebound

Soulèvement isostatique / Levantamiento isostático / Isostatischen Rebound / 等静压反弹 / Изостатическое поднятие / Sollevamento isostatico /

Elevação do continente em resposta à descarga induzida pela remoção (fusão) do gelo das calotas glaciárias. Sinónimo de Salto Isostático.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Isostasia »
&
« Variação Relativa (do nível do mar) »

Figura 397 (Levantamento Isostático, gelo) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore Oeste da Noruega, o levantamento isostático induzido pela descarga (fusão) das calotas glaciárias, que cobriram o Norte da Europa e, particularmente, a Noruega durante o início do Quaternário, é perfeitamente visível. Na parte superior desta tentativa de interpretação, as terminações dos reflectores sublinham uma discordância reforçada pela tectónica (discordância angular), que marca a descida relativa do nível do mar (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre e que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e da tectónica) que ocorreu durante o Miocénico Médio e que, localmente, foi reforçada pela tectónica. Como se pode observar, a parte Este desta discordância foi levantada de várias centenas de metros em relação a parte Oeste. Este levantamento local, que é confirmado pela variação de espessura dos sedimentos do Quaternário posteriores à fusão do gelo, foi induzido pelo salto isostático, que acompanhou a fusão do gelo das glaciações quaternárias. Na realidade, durante o último período glaciar, a maior parte do Norte da Europa, Ásia, América do Norte, Gronelândia e Antárctica estava coberta por mantos e calotas glaciárias (*), assim como por mares de gelo. A espessura do gelo atingiu cerca de 3 000 metros no máximo da glaciação, há cerca de 20 000 anos atrás. O enorme peso desta camada de gelo obrigou a crusta a deformar-se em forma de sino invertido (sinforma, estrutura em extensão ou alargamento), o que obrigou o material do manto terrestre a escoar-se para longe da área sobrecarregada. Desde que a temperatura aumentou e, que o gelo começou a fundir, a remoção da sobrecarga da região afundada provocou um levantamento da área e um retorno do material do manto terrestre à sua posição original, isto é, a que ele tinha antes da glaciação. Tendo em linha de conta a viscosidade do material do manto, provavelmente, serão necessários vários milhares de anos para que a superfície terrestre atinja o equilíbrio isostático. Para uma espessura de gelo de cerca de 2 000 m (como a que existe hoje na Gronelândia), o terreno afundou-se de cerca 700 metros, uma vez que a densidade do gelo é cerca de 1/3 da densidade do manto. Tudo isto tem uma influência muito grande nas variações do nível do mar absoluto ou eustático, o qual, durante as glaciações, desceu para depois e subir durante degelo. O levantamento isostático da Noruega é bem conhecido dos serviços do cadastro. De facto, desde que estes serviços existem, na Noruega, eles constataram que a superfície das quintas próximo do litoral aumentam, regularmente, devido ao levantamento isostático. A importância dos movimentos glacioisostáticos associados com a última glaciação na modelação da linha da costa da Europa e da América do Norte é imensa. Na costa europeia, desde os fiordes da Noruega, à existência do Mar Báltico e do Mar do Norte e à separação da Grã-Bretanha e da Irlanda do continente, tudo é resultado da glacioisostasia. A Escandinávia central continua a subir ao ritmo de 9 mm/ano. No lado americano, os Grandes Lagos, a Baía de Hudson e o extraordinário recorte da costa árctica do Canadá, são o resultado directo do afundamento e reemergência da crusta naquela vasta região. Por outro lado, as antigas linhas da costa e as praias levantadas são bem visíveis. Este fenómeno, que, teoricamente, corresponde a uma descida do nível do mar absoluto, observa-se em várias parte do mundo, como na Nova Zelândia, onde as antigas linhas de costa e as praias levantadas são bem conhecidas dos geocientistas. Outra relação indirecta que contribui para a complexidade do nível do mar absoluto é a expansão térmica da água do mar quando a temperatura média da Terra aumenta, que se adicional às variações induzidas pelos movimentos verticais da crusta, mudanças na taxa de rotação da Terra, mudanças em larga escala nas margens continentais e mudanças na taxa de expansão do fundo do oceano. As estimativas actuais da elevação do nível do mar absoluto a partir de registros de mareógrafos e da altimetria por satélite são de cerca de +3 mm / a (dados de 2007, IPCC).

(*) Uma calota glaciária é uma massa de gelo que cobre menos de 50 000 km² da superfície terrestre (normalmente cobrindo uma região montanhosa). Uma massa de gelo que cobre mais de 50 000 km² é um manto de gelo. Ao contrário de um mar de gelo (gelo flutuante que quando derrete contribui a uma descida do nível do mar, uma vez que o gelo é menos denso que a água) o derretimento, total ou parcialmente, de uma calota glaciária induz uma subida do nível do mar. O manto glaciário da Antárctica, que começou a derreter há cerca de 19 000 anos, contribuiu, certamente e de maneira significativa à subida do nível eustático durante o Holocénico (o rebordo desta calota encontra-se, actualmente, cerca de 450 quilómetros do rebordo inicial).

Levantamento Tectónico.............................................................................................................................................................................................................Uplift

Soulèvement tectonique / Levantamiento tectónico / Tektonischer Hebung / 构造抬升 / Тектоническое поднятие / Sollevamento tettonico /

Elevação de uma região da litosfera por forças estruturais, como as associadas a um reequilíbrio das isotérmicas, correntes de convecção ascendentes, ascensões de magma, diapirismo (rochas argilosas, evaporitos) encurtamento da crusta (induzida por uma colisão continental), etc.

Ver: « Erosão »
&
« Subdução do Tipo-A (Ampferer) »
&
« Discordância »

Figura 398 (Levantamento Tectónico) - O onshore da ilha de Sumatra (Indonésia)n corresponde à sobreposição de vária bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980) que de baixo para cima são: (i) Soco ou cadeia de montanha dobradas aplanada e (ii) Bacia interna ao arco, dentro da qual se podem pôr em evidência duas fase tectónico sedimentares: a) Um fase de alongamento ou de rifiting, caracterizada por uma subsidência diferencial que induziu estruturas em demigrabens e b) Uma fase de abatimento caracterizada por uma subsidência térmica. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica composta de várias linhas do Norte da ilha de Sumatra (Indonésia), é evidente, que os sedimentos (bacia interna ao arco vulcânico) foram encurtados por um regime tectónico compressivo. Um tal regime tectónico é caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos (pressão geostática σg + pressão dos poros σp + vector tectónico σt) com o eixo principal (σ1) horizontal e o eixo mais pequeno (σ3) vertical. As estruturas responsáveis pelo encurtamento são dobras cilíndricas e falhas inversas, as quais, na sua grande maioria, correspondem à reactivação das antigas falhas normais que alargaram os sedimentos durante a da fase de alongamento (ou de rifting). Como se pode constatar pela espessura, mais ou menos, constante (sem variações laterais bruscas) dos sedimentos da fase afundamento ou abatimento (subsidência térmica que contrasta com a subsidência diferencial da fase de rifting), pode dizer-se, que o encurtamento sedimentar se fez, praticamente, depois da deposição. Isto quer dizer, que levantamento associado à compressão não teve nenhuma influência na criação do espaço disponível para os sedimentos já depositados. As variações do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre e que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), que criaram o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), durante a fase de afundamento da bacia interna ao arco do Norte de Sumatra, foram, principalmente, induzidas pelas subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas). Todavia, como o comprimento de onda (ciclicidade) das variações eustáticas é muito maior do que o das variações tectónicas, são as primeiras que são predominantes e que determinam a ciclicidade dos depósitos. Todas as vezes que o nível do mar relativo desceu, suficientemente, e pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, formou-se uma superfície de erosão, ou seja, uma discordância, que marca o fim de um ciclo estratigráfico e o início de um outro. Quando o encurtamento é contemporâneo da sedimentação, a espessura dos intervalos sedimentares diminui nas áreas onde há levantamento, uma vez que a lâmina de água diminui, quer isto dizer, que localmente, o espaço disponível para os sedimentos diminui, relativamente, a outras áreas. É fácil de constatar que a grande maioria das armadilhas para os hidrocarbonetos, perfuradas nesta região, são armadilhas estruturais (*) e correspondem a inversões tectónicas, isto é, a antigos pontos, estruturalmente, baixos que se tornaram altos no seguimento do regime tectónico compressivo recente (isto quer dizer que o parâmetro petrolífero migração, e particularmente a sua idade, é muito importante, uma vez que certamente muitas das armadilhas podem ser posteriores à migração). Assim, quase todas as falhas normais da fase de rifting foram reactivadas em falhas inversas com um ponto de deslocamento, aparentemente, nulo no plano de falha. A posição do ponto de deslocamento, aparentemente, nulo depende da amplitude da inversão, a qual é função do ângulo entre o σ1  do regime compressivo e o plano de falha, assim como, do ângulo entre o σ1 e a inclinação do plano de falha. Obviamente este tipo de armadilha requer que a migração dos hidrocarbonetos seja posterior à inversão tectónica. Não se deve esquecer que nem todos os levantamentos tectónicos são induzidos por um encurtamento dos sedimentos (regime tectónico compressivo). Os levantamentos associados à halocinese e argilocinese (regime tectónico em extensão) correspondem a antiformas, no topo das quais, se desenvolvem, necessariamente, falhais normais (contemporâneas do alargamento) para alongar os sedimentos, o que não é o caso nas estruturas anticlinais, uma vez que na mesma área, ao mesmo tempo, os sedimentos não podem se encurtados e alargados ao mesmo tempo.

(*) Uma armadilha estrutural é caracterizada não só pelo intervalo rocha-reservatório ter um fecho em quatro direcções, mas também a rocha-de-cobertura, o que quer dizer que a rocha-reservatório e a rocha-de-cobertura têm a mesma geometria e são paralelas entre elas.