Limite de Ciclo Sequência..................................................................................................................................................Sequence Boundary

Limite de cycle-séquence / Límite de ciclo secuencia / Sequence Begrenzung / 序边界 / Границы секвенций / Limite di sequenza /

Discordância de Tipo I ou II ou a paraconformidade correlativa em água profunda. As superfícies basais das progradações só são limites de um ciclo sequência, na parte distal da planície abissal, onde as progradações do grupo de cortejos de nível alto e, particularmente, do prisma de nível alto (PNA) repousam, directamente, sobre o limite inferior do ciclo sequência.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
" Ciclo Sequência "
&
« Discordância »

Figura 399 (Limite do Ciclo Sequência) - No modelo matemático (software Marco Polo), ilustrado nesta figura, são assumidas as conjecturas seguintes : (1) A eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático ou seja, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) é o factor principal que controla a ciclicidade dos depósitos sedimentares ; (2) Os intervalos sedimentares têm uma grande completude (relação entre o tempo de deposição e o tempo total do intervalo) ; (3) A eustasia, subsidência, acomodação, acarreio sedimentar e o clima são os parâmetros geológicos principais que determinam a configuração dos estratos ; (4) As variações da subsidência e acarreio sedimentar são mais lentas que as variações eustáticas ; (5) O acarreio sedimentar é constante no tempo e espaço ; (6) A subsidência aumenta progressivamente, de maneira linear, em direcção das partes profundas da bacia ; (7) O intervalo de tempo entre cada linha cronostratigráfica é de 100 k anos, o que quer dizer, que à escala geológica, os processos de deposição são instantâneos e catastróficos (para o Fanerozóico, que durou, mais ou menos, 600 My, todo o intervalo de duração inferior 6 My, ou seja 1/100 de 600 My, é considerado instantâneo). Neste modelo três ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, ou seja, ciclos eustáticos com um tempo de duração que varia entre 0,5 e 3-5 My, reconhecem-se sem dificuldade pelas discordâncias que os limitam (os biséis de agradação costeiros e os biséis superiores por erosão que caracterizam as discordâncias são facilmente reconhecidos). Ao contrário da estratigrafia genética, na qual os limites entre os diferentes intervalos são as superfície da base das progradações que fossilizam as superfícies diacrónicas de ingressão marinha máxima, na estratigrafia sequencial, os limites entre os ciclos estratigráficos, qualquer que seja a sua hierarquia (ciclos de invasão continental, subciclos de invasão continental e ciclos sequência), são as discordâncias. Uma discordância é uma superfície de erosão criada por uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica), que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia ou, por outras palavras, que exumou as rochas da plataforma e do talude continental superior. Os ciclos estratigráficos estão associados a ciclos eustáticos, uma vez que são as descidas significativas do nível do mar relativo que os limitam. A hierarquia de um ciclo estratigráfico é determinada pela a hierarquia do ciclo eustático que o induziu (função do tempo de duração do ciclo eustático). Os geocientistas, que trabalham na pesquisa petrolífera, utilizam mais a estratigrafia sequencial do que a estratigrafia genética, uma vez que todas as rochas-reservatório potenciais (água profunda ou não) terminam por biséis de agradação contra as discordâncias, o que facilita muito a sua identificação. A estratigrafia genética é utilizada para a determinar a posição, mais provável, das rochas-mãe marinhas, visto que elas se depositam, em geral, em associação com o topo da fase transgressiva dos ciclos de invasão continental nas partes distais da plataforma continental. No modelo ilustrado acima, o ciclo sequência (1), que é o mais antigo está incompleto. Da base para o topo, reconhecer-se : (i) Discordância Inferior ; (ii) O subgrupo inferior, ou seja o Intervalo Transgressivo (IT) do grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) ; (iii) O subgrupo superior, ou seja, o Prisma de Nível Alto (PNA) do grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) Prisma de Nível Alto (PNA) ; (iv) Grupo de Cortejo de Bordadura da Plataforma (CBP) e (v) Discordância Superior. O segundo ciclo sequência (2) está completo. Entre as duas discordâncias que o limitam, ele é composto pelo grupo de cortejos de nível baixo (CNB), no qual se reconhecem os três subgrupos : (a) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (b) Cones Submarinos de Talude (CST) e (c) Prisma de Nível Baixo (PNB), o qual está fossilizado pelo Intervalo Transgressivo (IT) e este pelo Prisma de Nível Alto (PNA), os quais para lá da ruptura continental estão muito condensados. O terceiro ciclo sequência (3) está representado, unicamente, pelo grupo de cortejos de nível baixo (CNB), onde se reconhecem os cones submarinos de bacia (CSB) de geometria subhorizontal e em agradação contra a paraconformidade correlativa, em água profunda, da discordância, e os cones submarinos de talude (CST) com a sua característica geometria em asas de gaivota. A geometria progradante do Prisma de Nível Baixo (PNB) está bem marcada.

Limite Estratigráfico.........................................................................................................................................................Stratigraphic Boundary

Limite stratigraphique / Límite estratigráfico / Stratigraphische Grenze / 地层界线 / Стратиграфическая граница / Confine (limite) stratigrafica /

Superfície que separa diferentes litologias induzidas por diferentes ambientes de deposição. Há duas famílias de limites estratigráficos: (A) Superfícies estratigráficas físicas (estratificação, descontinuidade diacrónicas, etc.) e B) Superfícies de litofácies ou biozonas, que podem ser sincrónicas, quando paralelas aos planos de estratificação ou diacrónicas quando oblíquas.

Ver: « Biozona »
&
« Limite do Ciclo Sequência »
&
« Superfície de Estratificação »

Figura 400 (Limite Estratigráfico) - Na estratigrafia sequencial os limites estratigráficos que mais nos interessam são os limites entre os ciclos estratigráficos, isto é, as discordâncias (superfícies de erosão) criadas pelas descidas significativas do nível do mar relativo, o que não tem nada a ver com os cinco tipos sugerido pelo Guia Estratigráfico Internacional (GEI, 1980), onde os prefixo holo-, para-, lecto-, neo- e hipo, são utilizados para designar certas características das unidades ou de um limite estratigráfico, mas que na realidade nenhum geocientista utiliza. Nós consideramos, unicamente, as discordâncias e as superfícies de base das progradações. Assim, nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do onshore da Argélia, de baixo para cima, diferentes intervalos sedimentares, limitados por discordâncias, podem ser reconhecidos: (i) O Soco, que corresponde a um substrato Pré-Câmbrico ; (ii) Um intervalo Câmbrico / Ordovícico, com uma configuração interna, mais ou menos, paralela, que repousa em discordância sobre o soco Pré-Câmbrico e que foi, profundamente, erodido durante as glaciações do Ordovícico Tardio (o preenchimento de vales glaciários é evidente) ; (iii) Um intervalo Glaciário (Glaciar 1), não muito discordante do conjunto Câmbrico / Ordovícico e, que, praticamente, não tem reflectores internos ; (iv) Os Preenchimento dos Vales Glaciários, criados durante a grande fase de erosão glaciar do Ordovícico Tardio (Glaciar 2), cujas configurações internas são sub-horizontais, provavelmente, associadas com as ingressões marinhas do Silúrico, e em associação com as quais se depositaram sedimentos ricos em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais) ; (v) Um intervalo Silúrico (Silúrico Tardio), argiloso com uma configuração interna paralela, concordante com o preenchimento dos vales glaciários subjacentes e (vi) Os Sedimentos pós-Silúrico, que têm com uma configuração interna paralela. As superfícies erosivas de origem glaciária que delimitam os ciclos glaciários parecem, muitas vezes, discordâncias angulares (discordâncias crípticas reforçadas pela tectónica), enquanto os limites entre os diferentes intervalos marinhos correspondem a discordâncias eustáticas, mais ou menos crípticas (*), induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, quer ele 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). A configuração interna dos intervalos glaciários é praticamente sem reflexões, enquanto os intervalos marinhos têm, aproximadamente, uma configuração interna paralela. Os limites entre estes intervalos são estratigráficos. Eles sublinham um hiato, que quando é importante, corresponde a discordância. Ao longo de um limite estratigráfico o hiato varia de um lugar para outro. O conceito de superfície de estratificação é, totalmente, dependente da escala tempo e das rochas consideradas. As discordâncias, nas partes profundas das bacias, têm um hiato mínimo que dá a idade da discordância (idade da descida relativa do nível do mar, que criou a superfície de erosão que a caracteriza e que em água profunda passa a uma conformidade correlativa). Os limites de um ciclo sequência correspondem a superfícies de erosão, na parte proximais da bacia (planície costeira, plataforma e talude continental superior) e a uma paraconformidade correlativa que correlaciona, costa acima, com a discordância, nas partes profundas da bacia (sopé continental e planície abissal). A idade de uma discordância só se pode determinar, correctamente, datando os horizontes pelágicos que capam as camadas turbidíticas dos cones submarinos de bacia. A história climática da Terra desde 2,5 Ma foi controlada pelas variações na órbita planetária de Milankovitch, compreendendo períodos alternados de glaciação e degelo com uma frequência dominante de 41 000 anos. Concomitantemente, o nível do mar eustático flutuou de 70 a 130 m, causando ingressões marinhas e regressões sedimentares rápidas da linha de costa em todas as plataformas continentais do mundo.

(*) Discordância que não está, pelo menos localmente, exagerada pela tectónica e que é difícil de reconhecer. Este tipo de discordância é muito frequente nas bacias onde os regimes tectónicos extensivos são predominantes. Isto é particularmente verdadeiro a montante do rebordo da bacia e em água profunda. As discordâncias são crípticas, visto que a erosão, que as caracteriza é difícil de pôr em evidência. A montante do rebordo da bacia, unicamente, os preenchimentos dos vales cavados sublinham a superfície de erosão, que acompanha a descida relativa do mar. A jusante do rebordo da bacia, os canhões e vales submarinos são particularidades que permitem a identificação dos limites dos ciclos estratigráficos, isto é, das discordâncias e suas conformidades correlativas.

Limite Externo de Rebentação..............................................................................................................................Outline of Breakers

Limite externe de déferlement / Límite externo de rompimiento de ola / Äußere Grenze der Brandung / 冲浪的外部界限 / Внешняя граница прибоя / Limite esterno del surf /

Limite que separa a zona de ondulação (do largo ou mar aberto) da zona de rebentação das ondas do mar. O limite externo da rebentação, em geral, corresponde à pré-praia, isto é, à zona entre a corrente de deriva litoral e as crista pré-litorais.

Ver : « Praia »
&
« Zona de Rebentação »
&
« Onshore (em terra) »

Figura 401 (Limite Externo da Rebentação) - Como sugerido neste esquema, desde que a profundidade do mar é inferior ao comprimento de onda (*) das ondas de oscilação estas transformam-se em ondas de translação (quando as ondas se quebraram, a água anteriormente na crista escorre pela face frontal e continua a atravessar a zona de rebentação). Uma onda viaja, mas a água não vai a lugar algum. O movimento circular da água, quando a onda passa, é circular orbital, vai para a frente e para cima quando uma crista passa, e para baixo e trás na passagem de uma cava. Não esqueça que não são as partículas de água que deslocam, mas as cavas e as cristas induzidas pelos traço das orbitas descritas pelas partículas de água (as cavas seguem a base das órbitas enquanto que as cristas seguem os topos). Dito de outra maneira, na ondulação oceânica não é água que se desloca, mas a fase da superfície da água. Tudo se passa como nas “olas” (ondas em português) realizadas pelos espectadores de um desafio de futebol, que em um movimento colectivo e sincronizado, se põem de pé em filas, levantam os braços e sentam-se novamente, dando a impressão visual de uma grande onda percorrendo as bancadas do campo. Obviamente, os espectadores não se deslocam, o que se desloca são as cristas e as cavas que eles criam por um movimento orbital de se levantar e baixar. Nas ondas quebradas (depois da rebentação) a água desloca-se realmente. Efectivamente, nas ondas de translação a água do mar é transportada para a praia, ao passo que nas ondas de oscilação, não existe transporte da água de um lado para o outro da onda. A linha de demarcação entre as ondas de oscilação e a ondulação do alto mar (caracterizada por um período de 30-300 segundos, várias centenas de metros de comprimento, altura de poucos metros e velocidade de várias centenas de quilómetros por hora) é, para certos geocientistas, o limite externo terno de zona de rebentação, ou seja, onde as ondas do mar se quebram. As ondas quebram-se quando alcançam uma profundidade, medida a partir do mar parado, igual a 1/3 da sua altura (distância vertical entre o topo de uma onda e o fundo do cava da onda adjacente). Em águas profundas, as ondas quebram quando a razão entre a sua altura e o seu comprimento (distância horizontal entre um ponto de uma onda e o seu ponto correspondente na onda seguinte) ultrapassa 1/7. Depois de uma onda rebentar, a água desloca-se para a parte dianteira da praia formando a corrente de afluxo. A rebentação (quebra) de uma onda consiste num aumento de curvatura da onda, que implica um desequilíbrio e colapso da crista. A forma como uma onda rebenta depende da relação entre entre a altura e comprimento da onda, assim como da inclinação e rugosidade do fundo do mar. Moreira (1984), distingue três tipos de rebentação: (i) Encapelada, quando a crista da onda se levanta, arredondada, e enrola-se em voluta sob ela própria, caindo contra a sua base, o que acontece quando o substrato é inclinado e regular e a relação entre a altura e comprimento da onda é fraco ; (ii) Em Derrame, quando a crista da onda se torna angulosa e quebra na parte superior, junto ao vértice, com formação de novelos de espuma, que deslizam na frente da onda, o que acontece quando o substrato é pouco inclinado e sempre que a razão entre a altura e o comprimento da onda é grande (consequência de ventos fortes) e (iii) Enrolada, quando a crista da onda, arredondada, aumenta o raio de curvatura até se quebrar na parte superior ou média, com formação de rolos de espuma, o que acontece quando o substrato é muito inclinado e as ondas são muito altas (ondas de tempestade, que rebentam, paralelamente, à linha da costa numa grande extensão). Dentro da zona de rebentação, pode diferenciar-se a zona de espraiamento, que é caracterizada por uma camada turbulenta de água que lava a praia depois que uma onda se tenha quebrado, e a linha que marca o limite da corrente de refluxo (na praia, o momento das ondas transporta-as para a terra por uma corrente que se chama corrente de afluxo; as ondas lavam e transportam a areia e outras partículas mais finas para a praia. Todavia, esta corrente de afluxo ao perder energia, devido ao atrito do fundo do mar e ao declive, inverte de sentido, originando outra corrente, que se chama corrente de refluxo).

(*) Em física, o comprimento de onda (representado pela letra grega lambda (λ), é a distância entre valores repetidos sucessivos num padrão de onda. Numa onda sinusoidal ou onda seno é uma forma de onda cujo gráfico é idêntico ao da função seno generalizada : y = A s e n ( k x − ω t − φ ) + D, onde: A é a amplitude ; k é o número de onda ; ω é a frequência angular ; φ é a mudança de fase ; D é o deslocamento ou deslizamento vertical (“offset” termo utilizado para indicar a diferença em relação a um valor de referência). O comprimento de onda é a distância (paralela à direção de propagação da onda) entre repetições da forma de onda.”Pode, então, ser representada pela distância entre picos (máximos), vales (mínimos), ou duas vezes a distância entre nós.

Limite Superior(cones submarinos de talude) .......................................................................................................................Top Slope Fan

Limite supérieur (cônes sous-mrins de talus ) / Límite superior (conos submarinos de talud) / Obere Grenze (Steigung Lüfter), Top Hang Fan Oberfläche / 顶斜坡扇面 / Верхний предел (подводных конусов склона) / Limite superiore (fan sottomarine della pendenza) /

nterface entre os dois subgrupos superiores do cortejo sedimentar de nível baixo (CNB), isto é, entre os cones submarinos de talude (CST) e o prisma de nível baixo (PNB). Como este limite corresponde a uma superfície da base das progradações (neste caso do prisma de nível baixo) ele representa uma superfície diacrónica (sem valor cronostratigráfico).

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cone Submarino do Talude »
&
« Superfície da Base das Progradações »

Figura 402 (Limite Superior, cones submarinos de talude) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Namíbia, um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My), é bem visível entre as duas discordâncias (superfícies de erosão coloridas em azul). Estas duas superfícies de erosão, foram induzidas por duas descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar, que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (*), que puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, como o preenchimento de um vale cavado (limite inferior do ciclo sequência inferior) e de um canhão submarino (limite superior do ciclo sequência) o sugerem. As terminações dos reflectores (biséis de agradação costeiros e marinhos e biséis somitais ou superiores por truncatura) corroboram as duas discordâncias, que nos ambientes menos profundos do ciclo sequência sublinham um hiato importante (o hiato mínimo ocorre na parte profunda da bacia onde se depositam os cones submarinos). Como a diferença de idade entre as discordâncias é inferior a 3-5 My (datação por correlação com um poço de pesquisa petrolífera, localizado não muito longe da linha sísmica de este autotraço), o ciclo eustático, definido entre as duas descidas do nível do mar relativo consecutivas, é de 3a ordem e o ciclo estratigráfico associado é um ciclo sequência. Todavia, este ciclo sequência está incompleto. O grupo de cortejos de nível alto (CNA), não se depositou. Este grupo de cortejos é formado por dois subgrupos. Os cortejos sedimentares do subgrupo inferior constituem o intervalo transgressivo, IT (chamado cortejo transgressivo por certos geocientistas) e pelos cortejos do subgrupo superior que constituem o prisma de nível alto (PNA). Nenhum destes subgrupos se depositou ou foram erodidos durante a descida do nível do mar relativo que marca o fim do ciclo estratigráfico. A primeira hipótese é mais provável. Este ciclo sequência está representado, unicamente, pelo grupo de cortejos de nível baixo (CNB), no qual os três subgrupos de cortejos sedimentares que o compõem estão presentes: (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB). Os cones submarinos de bacia fossilizam a discordância inferior por biséis de agradação marinhos. Estes cones submarinos têm uma configuração interna paralela e os seus limites (superior e inferior) são abruptos. Os cones submarinos de talude (CST) são caracterizados por estruturas muito particulares que têm a geometria das asas de uma gaivota em voo que P. Vail chamou “Asas de Gaivota” (“Gull Wings” em inglês). Estas estruturas, que correspondem ao conjunto dos depósitos de transbordo, ou seja, ao conjunto dos diques marginais naturais turbidíticos e dos preenchimentos dos canais ou depressões entre eles, fossilizam os cones submarinos de bacia (CSB) por uma superfície defina pelas terminações dos reflectores associados aos diques marginais naturais. Os cones submarinos de talude (CST), que cobrem os cones submarinos de bacia (CSB), repousam contra a discordância (ou contra a paraconformidade correlativa da discordância em água profunda) por biséis de agradação marinhos são, totalmente, fossilizados pela superfície da base das progradações do prisma de nível baixo (PNB), que é, perfeitamente, visível nesta tentativa de interpretação. É interessante notar, a presença de cones turbidíticos proximais na base das progradações do prisma de nível baixo (PNB), cuja disposição progradante se assemelha à das ripas de telhado. Estes depósitos turbidíticos proximais, uma vez que eles estão praticamente colados à base das progradações do prisma de nível baixo, depositam-se, muitas vezes, em associação com rupturas e deslizamentos do rebordo do prisma, têm uma resposta nas diagrafia eléctricas muito típica uma vez que os seus limites são abruptos (geometria cilíndrica repetitiva). Função da fácies do rebordo do prisma de nível baixo, eles podem ter uma litologia diferentes litologias. Quando ela é arenosos estes turbiditos podem ser excelentes rochas-reservatório e desenvolver, mesmo, armadilhas morfológicas.

(*) Nível do mar, global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite induzido quer pela : (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).

Limite Transgressivo (tempo) ......................................................................................................Time Transgressive Boundary

Limite transgressive (temps) / Límite transgresivo (tiempo) / Zeit transgressive Grenze / 时间海侵界线 / Трансгрессивная временная граница / Limite Trasgressivo Tempo /

Superfície diacrónica que limita a parte superior de um intervalo transgressivo (IT) de um ciclo sequência. Este limite transgressivo, por vezes, corresponde a uma superfície da base das progradações.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Intervalo Transgressivo »
&
« Transgressão (ingressão marinha) »

Figura 403 (Limite Transgressivo, ,) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador, um ciclo sequência, associado a um ciclo eustático de 3a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My) e limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo é reconhecido pelas terminações dos reflectores subjacentes e sobrejacentes. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro da Terra ou a um satélite induzido. O nível do mar absoluto ou eustático varia função da: (i) Glacioeustasia (variações do volume da água dos oceanos função das glaciações e dos períodos de degelo) ; (ii) Tectonicoeustasia (variações do volume das bacias oceânica função do alastramento oceânico, o que quer dizer, que para uma quantidade de água constante, desde a formação da Terra, o nível do mar eustático sobe ou desce se o volume das bacias oceânica diminui ou aumenta) ; (iii) Geoidaleustasia (variação da 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). Nesta tentativa de interpretação, como a diferença de idade entre as duas discordâncias é inferior a 3-5 My (limite superior 91,0 Ma e limite inferior 93,0 Ma), ela corrobora a interpretação deste intervalo como um ciclo sequência. Todavia, neste sector, unicamente, o grupo de cortejos sedimentares de nível alto (CNA) é visível. Ele é formado por dois subgrupos de cortejos sedimentares que formam o intervalo transgressivo (IT), colorido em verde e prisma de nível alto (PNA), colorido em bege. É possível que a Este da linha sísmica, o grupo de cortejos de nível baixo, que é formado, pelos três subgrupos: a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de Talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB), seja visível. O intervalo transgressivo (IT) é reconhecido pela sua geometria retrogradante, a qual é induzida pelo deslocamento global para o continente da ruptura de inclinação da superfície de deposição costeira, que corresponde, mais ou menos, à linha da costa. Este deslocamento global da linha da costa é provocado pelas subidas do nível do mar relativo em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes sem descidas significativas do nível do mar entre elas), que criam, na parte distal da plataforma continental, condições geológicas de bacia afamada (taxa de sedimentação muito pequena). A cada incremento da subida do nível do mar relativo, ou seja, a cada ingressão marinha (mais importante que a precedente, uma vez que o nível do mar relativo sobe em aceleração), que corresponde a um paraciclo eustático forma-se uma superfície de ravinamento à medida que a linha da costa se desloca para o continente. A sedimentação ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que segue cada uma dos incrementos da ingressão marinha. Durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, a linha da costa desloca-se, progressivamente, para o mar (progradação) à medida que a sedimentação ocorre formando uma regressão sedimentar. Todavia, a linha da costa não atinge a posição (extrema) que ela tinha anteriormente devido, basicamente, a uma deficiência do acarreio sedimentar. Um nova da ingressão marinha(mais importante que a precedente) ou seja um nova subida do nível do mar ocorre, e o mecanismo de deposição repete-se até que a subida do nível do mar relativo seja em desaceleração. A superfície que, globalmente, sublinha os deslocamentos da linha da costa para o continente é um limite transgressivo que, obviamente, é uma superfície diacrónica. Ao longo desta superfície, o hiato de sem deposição aumenta em direcção do mar, o que contrasta com o hiato associado com uma discordância, o qual, globalmente, diminui em direcção da bacia, para obter o seu valor mínimo na parte mais profunda quando os cones submarinos de bacia (CSB) do ciclo sequência seguinte se depositam. Num ciclo sequência a principal superfície diacrónica é a interface entre o intervalo transgressivo, IT (geometria retrogradante) e o prisma de nível alto, PNA (geometria progradante). O intervalo transgressivo (IT) espessa-se em direcção do continente, antes de se biselar contra o limite inferior do ciclo sequência por biséis de agradação costeiros. O prima de nível alto (PNA) espessa-se em direcção do mar, antes de se biselar, nas partes profundas, por biséis de progradação.

Linha de Baía........................................................................................................................................................................................................................................................Bayline

Ligne de baie / Línea de bahía / Line - Bucht / 线湾 / Линия залива / Linea di baia /

Linha de demarcação entre entre as zonas de sedimentação caracterizadas por uma acomodação subaérea e marinha. Limite entre o ambiente fluvial e parálico / deltaico. A linha da baía não deve ser confundida com a linha da costa, a qual marca, a montante, o limite dos ambientes, verdadeiramente, marinhos. Em determinados casos (ausência de baías ou lagoas), a linha de baía pode ter a mesma posição que a linha da costa. Ela é usada como referência para os perfileis de equilíbrio dos rios. Na estratigrafia sequencial, as posições sucessivas da linha da baía limitam, a montante, o prisma costeiro e não dos depósitos costeiros. Efectivamente, Posamentier e Vail (1988) que consideram que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, definiram a linha da baía, mais ou menos, da seguinte maneira: (i) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (ii) 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 ; (iii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente ; (iv) 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 ; (v) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (vi) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Todavia, para certos geocientistas, o encontro com um corpo de água quase imóvel que controla o perfil de equilíbrio (provisório) dos rios, ocorre na embocadura de uma corrente, isto é na cabeça dos deltas, e não na linha de baía. Assim, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, o geocientistas deve dizer se o perfil é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à linha da costa (posição de Miall, por exemplo).

Ver: « Linha da Costa »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »

Figura 404 (Linha de Baía) - Uma superfície de deposição (linha cronostratigráfica) tem várias rupturas de inclinação. Partindo da água profunda para o continente, as principais rupturas da superfície de deposição são: (i) Ruptura Inferior do Talude Continental, que separa a planície abissal da base do talude continental ; (ii) Ruptura do Rebordo Continental, que marca o limite entre o talude continental e a plataforma continental ou, quando a bacia não tem plataforma continental, marca o limite entre o talude continental com a planície costeira (condições geológicas de nível baixo), o quer dizer, que rebordo da bacia pode coincidir com a ruptura do rebordo continental ; (iii) Ruptura Costeira, que corresponde, mais ou menos, a linha da costa (ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) e que separa os depósitos marinhos dos parálicos (depósitos que se depositam a montante da linha da costa) e (iv) Ruptura Aluvial (linha da baía), corresponde ao limite entre a planície fluvial e costeira. É esta ruptura aluvial que marca, segundo os adeptos da estratigrafia sequencial, a linha de baía, isto é, a linha onde o perfil de equilíbrio dos rios se horizontaliza e onde os efeitos da subsidência e eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) se anulam, (como está ilustrado nesta figura). Posamentier e Vail (1988) pensam que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel e a sua velocidade diminui quase instantaneamente. Foi, mais ou menos, com os seguintes conceitos que eles definiram a linha da baía: (i) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar (deslocamento para o par e para cima, o que quer dizer que há agradação, embora ele seja largamente inferior ao deslocamento para o mar), mais do que por exumação ; (ii) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que eles chamaram "prisma costeiro", o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (iii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (iv) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, a qual se pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação. Assim, a linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial e a montante da linha da baía, as variações do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica) não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Para certos geocientistas, o encontro, proposto por Posamentier e Vail, de um curso de água com um corpo de água quase imóvel, que controla o perfil de equilíbrio (provisório) da corrente, não ocorre na linha de baía, mas na desembocadura da corrente, isto é na cabeça dos deltas. Assim, quando um geocientista fala do perfil de equilíbrio provisório de um curso de água, ele deve dizer se o perfil é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à foz da corrente (linha da costa). Nesta tentativa de interpretação de um autotraço (Canvas) de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador, a discordância superior separa dois ciclos sequência. Ao longo desta discordância, duas rupturas de inclinação são, facilmente reconhecidas. A primeira, mais a jusante, corresponde ao rebordo continental do prisma de nível alto do ciclo sequência inferior (nesse momento, a bacia não tem plataforma continental, isto é, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo da bacia e com o rebordo continental). A segunda ruptura (a montante da primeira corresponde a linha de baia, que separa, no prisma de nível alto do ciclo sequência inferior, os depósitos fluviais, a montante da linha de baía, dos de depósitos costeiros (depósitos que sofrem a influência das variações do nível do mar relativo). Por cima da discordância superior, vários limites de sequência se reconhecem pelas superfícies sísmicas enfatizadas por biséis de agradação costeiros, assim como um intervalo transgressivo. Este intervalo transgressivo corresponde ao conjunto de cinco (5) incrementos, de uma ingressão marinha, cada vez mais importantes (paraciclos eustáticos) , que induziram cinco regressões sedimentares (paraciclos sequência), cada vez menos importantes, dentro das quais, pelo menos, dois sistemas de deposição são, mais ou menos, evidentes.

Linha da Costa......................................................................................................................................................................................................Coastline, Shoreline

Ligne de côte / Línea de costa / Küstelinie / 海岸线 / Береговая линия / Costa, Litorale /

Linha que separa a terra do mar. A linha da costa varia em função das mudanças do nível do mar relativo. A linha da costa ou a simplesmente a costa, como dizem certos geocientistas, é a zona limite entre a terra e o mar que se encontra, permanentemente, submetida a transformações provocadas pela acção das vagas, correntes litorais, marés e das variações do nível do mar relativo. Os movimentos da crusta terrestre (subsidência ou levantamento) induzem a formação de (i) Costas de emersão ou de regressão (levantamento) e (ii) Costas de imersão ou de ingressão (subsidência).

Ver: « Praia Baixa »
&
« Planície Costeira »
&
« Planície Litoral »

Figura 405 (Linha da Costa) - Quando o nível do mar relativo (nível do mar referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) sobe, pela acção combinada da eustasia (nível do mar, global, referenciado a um ponto fixo, o qual em geral é o centro da Terra) e da tectónica (subsidência ou levantamento), a linha da costa é desloca para o continente (ingressão marinha) e na superfície topografia pré-existente, sob a acção das ondas, forma-se um superfície de ravinamento. Uma subida do nível do mar (ingressão marinha) faz-se por etapas (incrementos), separados por períodos de estabilidade do nível do mar relativo durante os quais ocorre deposição. Cada etapa ou cada incremento da subida do nível do mar relativo corresponde a um paraciclo eustático e os sedimentos depositados durante os períodos de estabilidade de nível do mar relativo associados são os paraciclos sequência que enfatizam a regressões sedimentares. Quando o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas), globalmente a linha da costa desloca-se para o continente. São as transgressões de Cesare Emiliani (1992). Todavia, nas áreas com grande acarreio sedimentar, como, em certas áreas deltaicas, mesmo quando o nível do mar relativo sobe, em aceleração, a linha da costa e os depósitos associados, podem ficar, mais ou menos, no mesmo sítio, ou mesmo deslocar-se para o mar. Dentro de um ciclo sequência, quando o nível do mar relativo sobe (em várias etapas) em desaceleração, globalmente, a linha da costa e os depósitos costeiros deslocam-se para o mar (regressões sedimentares). Quando, globalmente a linha da costa se desloca para o continente, fala-se de transgressões sedimentares (ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas). Quando, globalmente, a linha da costa se desloca para o mar fala-se de regressões sedimentares (ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes). Todavia, ao nível hierárquico dos ciclos sequência, não esqueça duas coisas importantes: (i) Em ambos os casos, isto é, durante as transgressões sedimentares ou regressões sedimentares, o nível relativo do mar sobe (durante as transgressões sedimentares ele sobe em aceleração e, em desaceleração, durante a regressões sedimentares) ; (ii) Para haver deposição costa adentro do rebordo da bacia (quer a bacia tenha ou não uma plataforma continental), tem sempre que haver uma aumento da acomodação, isto é, um aumento de espaço disponível para os sedimentos ; (iii) O acarreio sedimentar, como o seu nome indica, vem sempre do continente, o que quer dizer, que, colectivamente as transgressões sedimentares são uma sucessão de regressões sedimentares cada vez mais pequenas, entre as quais o nível relativo do mar sobe (ingressão ou paraciclo eustático) em aceleração. Durante as transgressões sedimentares, a linha da costa não coincide com o rebordo da bacia, mesmo se antes (prisma de nível baixo), a linha da costa e o rebordo da bacia eram, mais ou menos, coincidentes. A cada incremento da subida relativa do nível do mar (paraciclo eustático), a extensão da plataforma continental (distância entre o rebordo da bacia, que é, mais ou menos, fixo, e a linha da costa) aumenta. No início de uma regressão sedimentar, a linha da costa está no máximo de afastamento do rebordo da bacia. Todavia, à medida que a regressão sedimentar avança, a linha da costa aproxima-se do rebordo da bacia, e a extensão da plataforma continental diminui. A partir de um certo momento, a bacia deixa de ter plataforma continental, e desde esse momento a linha da costa coincide com o rebordo da bacia, o qual corresponde ao rebordo continental. Embora a posição da linha da costa seja controlada pelas variações do nível do mar relativo, como ilustrado neste mapa (bacia do Kwanza, Angola) a tectónica joga um papel importante. Nesta área, a linha da costa, que, globalmente, tem a orientação NO-SE (em azul) é, várias vezes, deslocada para Este, pelo movimento ao longo das zonas de fractura (desligamentos em extensão), as quais dividem a bacia geográfica (*) do Kwanza e, principalmente, o onshore, em diferentes províncias tectónicas, que têm sistemas petrolíferos (relação genética entre uma rocha-mãe e um jazigo de petróleo, caracterizado por uma armadilha e uma rocha-reservatório) com característicos diferentes.

(*) A bacia geográfica do Kwanza corresponde a uma sobreposição de bacias sedimentares que na classificação de Bally e Snelson (1980) que, de baixo para cima são: (i) Cintura dobrada, mais ou menos aplanada do Paleozóico ; (ii) Bacias de tipo rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inferior e (iii) Uma margem divergente tipo Atlântico Mesozóico / Cenozóico.

Linha Cronostratigráfica.................................................................................................................................Chronostratigraphic Line

Ligne chronostratigraphique / Línea cronostratigráfica / Chronostratigraphischen Linie / 年代地层线 / Хроностратиграфическая линия / Linea cronostratigrafica /

Superfície de deposição síncrona, que, em geral, nas linhas sísmicas corresponde, mas nem sempre, a um reflector que se pode seguir em continuidade. Sinónimo de Linha Tempo.

Ver: « Horizonte (geológico, sísmico) »
&
« Linha de Fácies »
&
« Linha Sísmica Tranversal »

Figura 406 (Linha Cronostratigráfica) - Uma linha cronostratigráfica é por definição uma superfície de deposição ao longo da qual, os sedimentos se depositam de maneira síncrona e em função do ambiente sedimentar. Numa linha cronostratigráfica, várias rupturas de inclinação da superfície de deposição se podem pôr em evidência. Do continente para o mar profundo, a primeira ruptura importante da inclinação da superfície de deposição é a linha de baía que separa os ambientes fluviais, a montante, dos ambientes parálicos e que foi definida por Posamentier e P. Vail (1988) na base das hipóteses seguintes : (i) Planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (ii) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do que eles chamaram "prisma costeiro", o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (iii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (iv) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, a qual se pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação e a montante da qual, as variações do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. A segunda ruptura importante da superfície de deposição (linha cronostratigráfica), é a linha da costa (mais ou menos a ruptura costeira da superfície de deposição) que separa os ambientes marinhos dos ambientes não marinhos. A terceira ruptura corresponde é o rebordo continental, o qual pode marcar o rebordo da bacia ou a linha da costa (quando as condições geológicas são de nível baixo, quer isto dizer, quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia não tem plataforma continental, uma vez que o rebordo continental corresponde, praticamente, ao último rebordo da bacia do ciclo sequência precedente) sobretudo nas linhas sísmicas, tendo em linha de conta a resolução sísmica. Quando as condições geológicas são de nível alto, por definição, o rebordo continental não corresponde à linha da costa, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Neste caso, o rebordo da bacia coincide com o rebordo continental, o qual é marcado pela ruptura de inclinação da superfície de deposição, localizada entre e a parte superior do talude continental e a zona distal da plataforma continental, o quer quer dizer que ela está individualizada da ruptura costeira que corresponde, grosseiramente, à parte superior do prodelta. Neste caso particular deve considera-se também a ruptura da superfície de deposição que sublinha a base do prodelta, onde, por vezes, se depositam sistemas turbidíticos proximais em associação com rupturas e deslizamento da frente de delta. A ruptura de inclinação mais distal da superfície de deposição corresponde ao limite entre o sopé continental e a planície abissal. É a partir desta ruptura que se depositam os cones submarinos de bacia, a quando de uma descida significativa do nível do mar relativo, isto é, a quando do desenvolvimento de uma discordância (superfície de erosão). Nas linhas sísmicas, como ilustrado nesta figura, a grande maioria dos reflectores sísmicos corresponde a linhas cronostratigráficas e não, como, teoricamente, se poderia esperar, a linhas de fácies. Nas linhas sísmicas, as linhas cronostratigráficas (linhas tempo) cortam as linhas de fácies (litologia). Esta tentativa de interpretação foi feita sobre um autotraço automático, feito com o software Canvas, de uma linha sísmica do offshore da Indonésia, no qual várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), podem reconhecer-se acima de um soco que, a maior parte das vezes, corresponde a uma crusta continental do Paleozóico: (i) Uma bacia interna ao arco, na qual a fase de rifting ou de alongamento se reconhece facilmente, e que é coberta pela fase de abatimento, caracterizada por uma subsidência térmica e (ii) uma margem divergente de tipo não Atlântico, associada ao alastramento oceânico que criou o sul do Mar de China (mar marginal parte do oceano Pacífico, que compreende a área que vai desde Singapura até ao estreito de Taiwan (cerca de 3 500 000 km²). As minúsculas ilhas do mar de China formam um arquipélago de centenas de ilhotas.

Linha de Fácies.....................................................................................................................................................................................................................................Facies line

Ligne de faciès / Línea facies / Facies Linie / 相线 / Линия фаций / Linea di facies /

Linha que limita litologias (fácies) diferentes. Dentro de cada um dos cortejos sedimentares que compõem um ciclo sequência, ao longo das linhas tempo (linhas cronostratigráficas), reconhecem-se várias fácies (litologias), de maneira que as linhas de fácies recortam as linhas tempo.

Ve : «Cortejo de Fácies»

Linha de Inflexão (da berma)....................................................................................................................................................................................Inflection Line

Ligne d'inflexion (berme) / Línea de inflexión (de berma) / Inflexionslinie / 拐点线 / Линия изгиба / Linea di inflessione /

Degrau que separa a praia média (espaço atingido pelas correntes da ressaca, entre os níveis da preiamar e de baixamar de águas mortas) da praia baixa.

Ver : « Praia Baixa »
&
« Berma de Praia »
&
« Acção das Vagas (mar agitado) »

Figura 407 (Linha de Inflexão, da berma) - A nomenclatura das formas morfológica que constituem o que normalmente se chama o litoral varia muito função do país e dos geocientistas. O litoral é faixa de terra que constitui a área entre um mar e por terra firme (continente ou interior). Segundo as escalas, o litoral pode estender-se entre algumas centenas de metros até vários quilómetros de parte e doutra do limite terra-água ou sentido estrito, corresponder ao estrão à costa. O litoral é, tipicamente, é formado por três zonas: (i) Zona subtidal ; (ii) Zona entre marés ou estrão e (iii) Zona supralitoral. Neste glossário utilizaremos uma das nomenclaturas mais seguida pelos geocientistas portugueses (*). Como ilustrado neste esquema de uma praia, isto é, de uma zona costeira com um estrão (faixa entremarés, que associa uma parte da praia-alta com toda a praia baixa) constituído por materiais detríticos terrígenos, arenosos, arenito / siltosos e grosseiros, de uma maneira geral, do mar para o continente, podem distinguir-se diferentes áreas : (i) Pré-Praia, que é a parte da praia, que está sempre submersa e que se estende para o largo a partir do limite das marés mais baixas, que certos geocientistas consideram como equivalente à zona de rebentação das ondas do mar ; (ii) Praia Baixa, que corresponde à parte inferior do espraiado e que compreende o espaço que se estende entre os limites atingido pela baixamar, em águas mortas (maré de pequena amplitude a quando das quadraturas da Lua, ou seja, durante as fases de quarto crescente e quarto minguante) e águas vivas (marés de grande amplitude durante as fases de lua cheia e lua nova) ; (iii) Praia Média, que é a parte da praia, que se estende no espaço atingido pelas correntes da ressaca (**) (corrente de afluxo, que se dirige para a costa depois da rebentação das ondas e corrente de refluxo, que se dirige para o mar, seguindo o declive do fundo do mar, e que resulta da inversão da corrente de afluxo, devido à perda de energia causada pelo devido ao declive e o atrito do fundo do mar), entre os níveis da preiamar de de baixamar em águas mortas, e que é separada da praia alta pelo degrau mais baixo da praia alta (3 neste esquema morfológico) e, da praia baixa, por outro degrau, que certos geocientistas chamam linha de inflexão (9), sendo a escarpa da praia (10, neste esquema) o abrupto do último degrau ; (iv) Praia Alta, que é a parte superior da praia, com declive acentuado e que é só atingida pelas ondas nas preiamares viva (***) s e durante as tempestades ; quando a praia alta é muito extensa ela tem pequenas dunas de obstáculo em forma de domo, por outro lado, a superfície da praia alta atingida pela ondas é modelada em degraus, chamados degraus da praia, que são formados por um patamar (berma da praia) e um abrupto e (v) Antepraia, que é a forma de relevo que constitui o limite interior da praia e que pode ser uma arriba ou um cordão litoral que pode isolar, ou não, uma laguna interior. A linha de inflexão da praia média (9) não deve ser confundida com a linhas de inflexão entre as bermas (5) e os abruptos do degraus, isto é, as cristas da berma, das quais a mais alta é a crista da praia (4, neste esquema). Como a pré-praia corresponde, mais ou menos, à zona de rebentação das ondas do mar, é natural, que o fundo do mar seja, nesta área, modelado por cristas e sulcos pré-litorais, os quais podem atingir mais de 1 metro de altura (11 e 12). Obviamente, nas linhas sísmicas convencionais, devido a resolução sísmica, é muito difícil ou praticamente impossível, reconhecer uma praia e sobretudo as suas subdivisões morfológicas. A resolução sísmica, dentro da qual se há a resolução vertical e horizontal, é capacidade de distinguir entre objectos, isto é, ver um segundo objecto, na presença de um outro e a resolução sísmica vertical é a distância entre duas interfaces para que haja distintas reflexões delas ou a espessura que dever ter um intervalo para as reflexões do topo e da base possam ser distinguidas.

(*) Moreira, M. E. A., (1984)- Glossário de termos usados em geomorfologia litoral. Estudos de Geografia das Regiões Tropicais- 15, Centro de Estudos Geográficos, Lisboa.

(**) Não confunda correntes da ressaca com a ressaca, que designa o aumento da actividade marítima costeira provocada por um campo de vento em alto mar (sobre áreas que podem ter milhares de km²), como, por exemplo, um aumento das ondas, tanto em tamanho quanto força, que costumam avançar sobre a faixa de areia, atingindo por vezes as áreas urbanizadas causando prejuízos e a elevação da maré. O conjunto das característica de uma ressaca varia muito de acordo com a morfologia do litoral.

(***) Embora estejam apenas em jogo três astros, os seus movimentos são bastante irregulares. As órbitas da Terra e da Lua não são circulares mas elípticas, ou seja, as distâncias entre os astros não são fixas. O plano onde se encontra a órbita da Terra (chamado plano da eclíptica porque é aí que se dão os eclipses) não coincide com o plano do Equador. Além disso, o plano da órbita da Lua faz um ângulo fixo com o plano da eclíptica, mas roda lentamente, completando-se essa rotação em 18.6 anos que é a maior periodicidade associada com as marés – ciclo nodal lunar. Quando o astro que provoca a maré, seja ele o Sol ou a Lua, está sobre o Equador ou próximo dele, as marés tendem a ter uma maior amplitude. No caso do Sol esse fenómeno ocorre nos equinócios: o da Primavera é em geral a 21 de Março e o do Outono por volta de 23/24 de Setembro. As marés vivas que ocorrem próximo dos equinócios chamam-se marés vivas equinociais. De facto, as marés de maior amplitude de cada ano tendem a ocorrer próximo desse período, mais mês menos mês. (http://www.hidrografico.pt/glossario-cientifico-mares.php).

Linha Sísmica Longitudinal.............................................................................................Longitudinal or dip seismic line

Ligne sismique transverse / Línea sísmica transversal / Längs seismischen Linie / 纵向地震测线 / Продольный сейсмическая линия / Linea sismica longitudinale /

Cuja cuja orientação é, mais ou menos, paralela à direcção do acarreio sedimentar (linha longitudinal).

Ver: «Bisel de Agradação Marinho»

Linha Sísmica Transversal................................................................................................Transverse or strike seismic line

Ligne sismique longitudinale / Línea sísmica transversal / Quer seismischen Linie/ 横向地震测线 / Крест золотой сейсмическая линия удар / Linea sismica trasversale /

Que é perpendicular ou oblíqua, de maneira significativa, ao acarreio terrígeno.

Ver: «Bisel de Agradação Marinho»

Litodema.................................................................................................................................................................................................................................................................Lithodeme

Lithodème / Litodema / Lithodeme (geographische Begriff mit einem beschreibenden Begriff lithischen) / Lithodeme（地理与岩屑描述长期长期） / Литодема / Lithodeme (termine geografico con un termine descrittivo litico) /

Termo utilizado para exprimir a litologia e condições de depósito de uma rocha independente da idade e do contexto geológico. Certos geocientistas usam o termo litodema para combinar uma localização geográfica com uma litologia. Ex : Calcários de La Luna. Sinónimo de Formação.

Ver: « Fácies »
&
« Formação (geológica) »
&
« Unidade Litostratigráfica »

Figura 408 (Litodema) - As rochas deste afloramento constituem o litodema de Zumaya (pequena vila da costa de Guipúzcoa, a cerca de 35 km de Donosti - Saint Sébastian e a 75 km de Bilbao, Espanha). A litologia corresponde a uma alternância de arenitos (granodecrescentes para cima) e argilitos depositados num ambiente de deposição profundo. O termo litodema, que é, mais ou menos, sinónimo de formação geológica que é unidade básica fundamental da litostratigrafia (conjunto de rochas ou minerais que tem características próprias, em relação à sua composição, idade, origem ou outras propriedades similares) é, muito vezes, substituído pelo termo litoambiente. Em termos modernos (estratigrafia sequencial), este litodema corresponde a uma sobreposição vertical de cones submarinos de bacia, que se depositaram em associação com uma descida significativa do nível do mar relativo, a qual colocou o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Uma tal descida do nível do mar relativo (*) mudou as condições geológicas da bacia de nível alto para nível baixo, com exumação da antiga plataforma continental, o que implica um deslocamento, em direcção da bacia e para baixo, da linha da costa e da ruptura da superfície de deposição costeira (que nos dados sísmicos são, mais ou menos, coincidentes, devido à resolução sísmica). Dentro de um ciclo sequência durante os episódios regressivos (prisma de nível baixo e prisma de nível alto) a linha da costa desloca-se para o mar e para cima, o que quer dizer que houve agradação (“upbuilding” dos geocientista americanos) e progradação (“outbuilding”), mas que a progradação é, largamente, superior. Todavia, inicialmente, os geocientistas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon (**)) consideram sempre que uma progradação da linha da linha da costa implicava necessariamente uma agradação, ou seja que a linha da costa era deslocada para o mar e para cima. Este deslocamento para o mar destruiu o perfil de equilíbrio provisório dos cursos de água da região, o que os obrigou a cavar os leitos para encontrarem um novo perfil de equilíbrio provisório. Um tal escavamento aumentou, fortemente, o aporte terrígeno e a carga dos rios. Como os rios desaguavam sobre o talude continental, os sedimentos que eles carregavam foram transportados, ao longo do talude continental, por correntes de turbidez, que entraram em desaceleração depois da ruptura inferior do talude. Desde que as correntes de turbidez entraram em desaceleração, em geral, na planície abissal, elas perderam competência e depositaram os sedimentos sob a forma de cones submarinos de bacia. O tempo de deposição de cada lóbulo submarino (em geral uma camada de arenito) foi instantâneo, em termos geológicos (dezenas de minutos), enquanto que a fina camada de argilito pelágico depositada depois da camada turbidítica, demorou, provavelmente, milhares de anos a depositar-se. São estas camadas pelágicas que permitem a datação das camadas turbidíticas, uma vez que toda a fauna e flora nelas encontrada é transportada, não só de ambientes diferentes mas, igualmente, de rochas com diferentes idades. Como os cones submarinos de bacia enfatizam o hiato mínimo com o ciclo sequência precedente, a idade dos argilitos pelágicos permite datar com uma precisão razoável a idade da discordância que limita os dois ciclos estratigráfico, isto é, ela permite de datar a descida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que induziu a discordância, assim como a sua paraconformidade correlativa em água profunda. Mais tarde, durante o Miocénico, os cones submarinos da bacia desta área (Zumaya) foram deformados a quando da formação das cadeias de montanhas, o que ocorreu nos últimos 10 Ma, e tomaram a inclinação que eles exibem nesta fotografia.

(*) Se o nível do mar relativo desce, mas não suficientemente para pôr o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (ao nível de um ciclo sequência) a superfície de erosão associada é muito pequena para se falar de discordância. Foi neste sentido que os geocientistas da da Exxon, no início da estratigrafia sequencial, consideram as discordâncias de tipo I (exumação de toda a plataforma continental ou levantamento relativa da planície costeira) e discordâncias de tipo II (exumação parcial da plataforma continental ou pequeno levantamento relativo da planície costeiRa). Actualmente, mais nenhum geocientistas fala de discordância de tipo II, mais de cortejos sedimentares descendentes ou de regressões forçadas.

(**) Exxon era a marca da empresa de petróleo e recursos naturais Exxon Corporation, antes de 1972 conhecido como Standard Oil Company de New Jersey. Em 1999, a Exxon Corporation fundiu-se com a Mobil para formar a ExxonMobil. A marca Exxon ainda é usada pelas operações de “downstream” da ExxonMobil como uma marca para alguns de seus postos de gasolina, motores e produtos relacionados (a maior concentração dos quais estão localizados em Nova Jersey, Pensilvânia, Texas e nos estados do Meio Atlântico e do Sudeste). A Standard Oil Company de Nova Jersey foi uma das sete irmãs que dominou a indústria global de petróleo de meados da década de 1940 para 1970.

Litossoma...................................................................................................................................................................................................................................................................Lithosome

Lithosome / Litosoma / Lithosome / Lithosome (通过与不同岩性围岩岩侵入) / Литосома / Litosoma /

Corpo litostratigráfico ou unidade litostratigráfica com um limite vertical e lateral, mais ou menos, isolado, mas que está interconectado com um ou vários corpos sedimentares de composição diferente. Um litossoma é uma massa rochosa de caracter, essencialmente, uniforme em relação as massas adjacentes de litologia diferente. Ex : Litossoma de xisto, Litossoma de calcário, etc.

Ver: « Fácies »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Unidade Litostratigráfica »

Figura 409 (Litossoma) - Actualmente, um dos litossomas mais conhecidos no mundo é o litossoma dos argilitos da Catedral (Câmbrico Médio) da formação Stephen, na região de Burgess Pass, entre as montanhas de Wapta e Field (Montanhas Rochas). Estas rochas formaram-se à cerca 530 Ma e nelas encontra-se uma grande variedade de fósseis marinhos, largamente, superior à que se encontra nos mares actuais. No momento de deposição, parece que a região de Burgess Pass, que estava próxima do equador e constituía a margem continental divergente da América do Norte. Por outro lado, parece que os argilitos, mais ou menos, carbonatados se depositaram em condições anóxicas (fraco teor em oxigénio) e na base de uma importante escarpa induzida por um deslizamento submarino. A ausência de bioturbação (processo de construção de estruturas sedimentares de origem biológica características de ambientes específicos, perturbando a estrutura sedimentar ou pedogénica a que se sobrepõem) e a presença de uma grande quantidade de pirite não falsificam, antes pelo contrário, corroboram um ambiente de deposição profundo, o que implica que todos os organismos foram transportados para a base da falésia por pequenas correntes de detritos que se escoaram da bordadura da falésia. Esta hipótese explica de maneira satisfatória a orientação, muito diversa, dos fósseis e a sua extraordinária preservação. Até 1994, 125 géneros foram descritos nestes argilitos. Entre os principais fósseis que aí se encontram pode citar-se, entre outros: (i) Anomalocaris ou camarão anómalo, que é um protoartrópode extinto ; (ii) Marrella splendens, que é um pequeno artrópode semelhante a uma trilobite ; (iii) Olenoides serratus, que é uma trilobite ; (iv) Vauxia gracilenta, que é uma esponja (organismo o simples, séssil, que pode ser de água doce ou salgada, alimenta-se por filtração, bombeando a água através das paredes do corpo retendo as partículas de alimento nas suas células) ; (v) Tuzoia, que é um bivalve crustáceo semelhante a determinados camarões que vivem nas salmouras moderna ; (vi) Ottoia, que era um priapulídeo carnívoro, que vivia, provavelmente, em covas, como os priapulídeos modernos ; (vii) Leanchoila, que é um artrópode em forma de aranha, etc., etc. Nesta figura estão ilustrados vários artrópodes reconstituídos a partir de fósseis encontrados foram encontrados nos argilitos da Catedral: (a) Emeraldella, artrópode pequeno, predatório com uma cauda longa e antenas ; (b) Waptia, tinha uma concha bivalve e superficialmente parecido com um Perspicaris, mas deve ter ocupado um lugar diferente na cadeia alimentar, uma vez que a fraca composição de sua mandíbula sugere que ele passou, provavelmente, a maior parte do tempo no fundo do mar em busca de comida ; (c) Olenoides, seguiu a estrutura básica de todos os trilobites - um cefalão, um tórax com sete partes articuladas e um pigídio semicircular, com antenas longas e curvadas para trás ao longo de seus lados ; (d) Leanchoilla, tinha cerca de 5 centímetros de comprimento e longos apalpadores, tipo chicote, montados em apêndices de braço frontal ; (e) Sidneyia, com um comprimento entre 51 a 127 mm é um dos maiores artrópodes encontrados nos argilitos da Catedral. Pensa-se que tenha sido um carnívoro bentónico que caminhava ao longo do fundo do mar em busca de presas de casca dura ; (f) Canadaspis, tinha garras na extremidade de seus apêndices frontais que podiam ter sido usadas para agitar o sedimento, ou para raspar a camada superior que pode ter sido uma camada nutritiva de micróbios. ; (g) Opabinia, de tamanho modesto tinha um corpo mole, segmentado, com lóbulos ao longo dos lados e uma cauda em forma de leque. A cabeça tinha cinco olhos, uma boca debaixo da cabeça e virada para trás, e uma probóscide que provavelmente passava comida para a boca ; provavelmente viveu no fundo do mar, usando a probóscide para procurar alimentos pequenos e macios ; (h) Anomalocaris, tinha uma cabeça grande, um único par de olhos grandes e compostos em talos compreendendo aproximadamente 16.000 lentes e uma boca em forma de disco. Stephen Jay Gould no seu livro "Wondeerful Life", publicado em 1989, contribuiu à divulgação dos fósseis dos argilitos de Burgess. Gould sugeriu que a extraordinária diversidade dos fósseis indica que as formas de vida na época eram muito mais diferentes na forma corporal do que aqueles que sobrevivem até hoje, e que muitas das linhagens originais foram experiências evolutivas que se tornaram extintas. A interpretação de Gould da diversidade da fauna do Câmbrico foi, fortemente baseada na reinterpretação das publicações originais de Charles Walcott Simon e Conway Morris. No entanto, Conway Morris discordou, fortemente, com as conclusões de Gould, argumentando que quase todas as fauna do Câmbrico pode ser classificada em modernos filos.

Litostratigrafia.....................................................................................................................................Lithostratigraphy, Rock stratigraphy

Lithostratigraphie / Litoestratigrafia / Lithostratigraphie / 岩石地层 / Литостратиграфия / Litostratigrafia /

Estudo da sucessão e idade das rochas estratificadas (endógenas) ou estudo científico das características físicas dos estratos.

Ver : « Estratigrafia »

« Ciclo Estratigráfico »
&
« Estratigrafia Sequencial »

Figura 410 (Litostratigrafia) - Nesta figura estão ilustradas duas tentativas de interpretação de um autotraço de uma a linha sísmica do offshore da Mahakam (Indonésia, Oeste da ilha de Bornéu), o qual corresponde a uma bacia interna ao arco, praticamente sem alastramento oceânico, isto é, sem uma margem divergente tipo não Atlântica por cima. Uma das tentativa (à esquerda) foi feita em termos litostratigráficos, enquanto que a tentativa da direita foi feita em termos alostratigráficos (mapeamento das unidades rochosas na base do tempo de deposição). Na primeira, o geocientistas tentou mapear os diferentes fácies (litologia com uma fauna associada) sem entrar em linha de conta a biostratigrafia. Ele pôs em evidência, três áreas com fácies características: (i) Siltitos e Arenitos Siltosos, depositados numa sucessão vertical de planícies deltaicas ; (ii) Arenitos e Calcários, depositados numa sucessão de vertical de frentes de delta de um edifício deltaico (não confundir com um delta) e (iii) Argilitos, depositados numa sucessão progradante de prodeltas, que na maior parte das vezes constituíam a parte superior do talude continental (quando a bacia não tinha plataforma continental), o que quer dizer, que a frente do delta coincidia com o rebordo continental, o qual pode ou não coincidir com o rebordo da bacia (tenha em linha de conta a resolução sísmica que impede de intervalos sísmicos transgressivos de espessura igual ou inferior a resolução sísmica vertical que aqui é da ordem dos 20-40 metros). Na interpretação alostratigráfica, o geocientista mapeou não só as diferentes fácies, mas também as principais linhas cronostratigráficas. Esta linhas cronostratigráficas, que sublinham os reflectores sísmicos mais importantes, vão permitir ao interpretador de, numa segunda fase da interpretação, reconhecer as principais superfícies sísmicas (definidas pelas terminações dos reflectores: biséis de agradação, biséis de progradação e biséis superiores ou somitais) e assim reconhecer as descidas significativas do nível do mar relativo, que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centros fada Terra ou a um satélite). Uma comparação entre esta duas interpretações permite, facilmente, de afirmar que os limites das fácies são diacrónicos e, assim, oblíquos às linhas cronostratigráficas (reflectores sísmicos), as quais, representam, grosso modo, superfícies de deposição. As variações bruscas das linhas de fácies indicam não só episódios de progradação (regressões sedimentares cada vez mais importantes induzido por ingressões marinhas cada vez menos importantes), mas também de retrogradação (transgressões, conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas depositadas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha), assim como os episódios de agradação negativa, que sublinham descidas do nível do mar significativas, que marcam a localização das discordâncias. De facto um discordância que é induzida por uma descida significativo do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) pode ser reconhecida por um deslocamento da linha da costa para o mar (progradação) e para baixo (agradação negativa), o que não é o caso durante as regressões que se podem reconhecer por um deslocamento da linha da costa para o mar (progradação) e para cima (agradação positiva). No primeiro caso o nível do mar relativo desce de maneira significativa, enquanto que nos segundo ele sobe em desaceleração (ingressões marinhas de amplitude cada vez mais pequena). Numa tentativa de interpretação alostratigráfica, as discordâncias correspondem as superfícies sísmicas definidas pelos biséis de agradação, as quais limitam os diferentes ciclos estratigráficos. Na tentativa de interpretação alostratigráfica, os limites entre as unidades estratigráficas seguem linhas tempo (superfícies cronostratigráficas) e não linhas fácies (superfícies litológicas). Isto quer dizer, que as predições litológicas e, em particular, as predições das rochas-reservatório, mais prováveis, não podem ser feitas simplesmente olhando para uma linha sísmica, já que elas requerem uma abordagem metodológica precisa do âmbito do que se designa por Sismostratigrafia (*).

(*) Interpretação em dados estratigráficos dos dados sísmicos, tendo em conta que as reflexões sísmicas primárias são gerados por interfaces físicas entre intervalos sedimentares (conjuntos de camadas de espessura superior ou igual a resolução vertical das linha sísmicas), caracterizadas por diferentes valores de velocidade sísmica e densidade (impedância acústica). Uma tal interpretação estratigráfica passa pela identificação de ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos cuja duração determina a ordem de grandeza, assumindo que a taxa de variações do nível do mar absoluto ou eustático é mais rápida que a das variações tectónicas, o que quer dizer, assumindo que é a eustasia que determina a ciclicidade dos depósitos sedimentares).

Lóbulo (cône sous-marin du bassin).......................................................................................................................................................................................Sheet Lobe Facies

Lobe (cône sous-marin de bassin) / Lóbulo (conos submarinos de cuenca) / Lobe (U-Boot-Fans des Beckens) / 叶（盆地海底扇）/ Доля / Lobe (fan sottomarine del bacino /)

Leque submarino depositado na planície abissal em associação com uma descida do nível do mar relativo significativa, isto é, em condições geológicas de nível baixo (do mar), ou em associação com uma ruptura do rebordo da bacia ou com a cheia de um rio, em condições geológicas de nível alto.

Ver: « Cone Submarino da Bacia »
&
« Contornita »
&
« Cortejo do Nível Baixo (do mar) »

Figura 411 (Lóbulo, cone submarino de bacia) - Segundos os geocientistas, os cones submarinos podem depositar-se em condições geológicas diferentes. Para Vail, dentro de um ciclo sequência, os cones submarinos (de bacia e de talude) depositam-se durante condições geológicas de nível baixo do mar, isto é, quando a bacia sedimentar não tem plataforma continental, uma vez que o nível do mar é mais baixo do que o rebordo da bacia. Isto implica que linha da costa (mais ou menos, equivalente à ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) seja, praticamente, coincidente com o rebordo continental, o qual marca a passagem ao talude continental. Isto quer dizer, que para P. Vail, os cones submarinos são induzidos por uma descida significativa do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou, mesmo, ao fundo do mar e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que exuma a plataforma continental (se a bacia tinha uma) e a parte superior do talude continental levantando, ao mesmo tempo, de maneira relativa, a planície costeira, induzindo uma superfície de erosão, que caracteriza as discordâncias. Para Mutti, como ilustrado nesta figura, ao nível de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia (CSB) podem, também, depositar-se em condições geológicas de nível alto do mar, ou seja, com o nível do mar mais alto do que o rebordo da bacia (quando a bacia tem uma plataforma continental ou quando o rebordo da bacia coincide com a linha da costa, ou seja, durante a 2a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto), em associação com correntes de turbidez, induzidas quer pela cheia dos rios, quer por instabilidades do rebordo continental e não em associação com a formação de discordâncias (descidas significativas do nível do mar relativo). Quando a quantidade de sedimentos transportada pelas correntes de turbidez é muito grande, depositam-se os turbiditos (*) de Tipo I de Mutti (mais ou menos, equivalentes dos cones submarinos de bacia). Quando as correntes de turbidez transportam menos sedimentos, os depósitos são menos lobulares (mais canalizados) e menos arenosos (turbiditos Tipo II e de tipo III de E. Mutti) e, mais ou menos, equivalentes dos cones submarinos de talude de P. Vail. Como a jusante do rebordo continental (bacia com ou sem plataforma continental), não há nenhum problema de espaço disponível para os sedimentos (acomodação), pode dizer-se, que a única coisa que é necessária para haver deposição de cones submarinos é a ocorrência de correntes de turbidez, as quais se podem formar de variadas maneiras, quer em associação com descidas significativas do nível do mar relativo (modelo de P. Vail), quer com rupturas do talude ou do rebordo continental, quer com enchentes dos rios, como sugerido por E. Mutti. Como se pode constatar nos esquemas geológicos ilustrados nesta figura, depósitos residuais grosseiros e preenchimentos de depressões de erosão podem desenvolver-se no talude continental. Igualmente, desde o rebordo continental para o mar profundo três zonas se podem individualizar: (i) Zona de alimentação ou zona de fonte (Zf), na parte superior do talude continental ; (ii) Zona de transferência (Zt), geralmente, localizada na parte média (inferior do talude continental) e (iii) Zona de deposição (Zd), localizada, em geral, no início da planície abissal (quando os lóbulos turbidíticos não estão desconectados da base do talude continental. A zona de alimentação ou zona de fonte corresponde a área de iniciação das correntes turbidíticas e rupturas do talude. A zona de transferência é a zona do talude continental onde as correntes turbidíticas aceleram e onde elas podem, localmente, erodir o fundo do mar e assim aumentar a sua carga. A zona de depósito é a área onde as correntes turbidíticas desaceleram e perdem a capacidade de transporte o que permite o depósito dos sedimentos em lóbulos granodecrescentes para cima, caracterizados por camadas arenosas, relativamente, espessas na parte proximal (em direcção da ruptura da base to talude continental) e que passam, lateralmente, para jusante, a canadas mais finas de fácies mais argilosas.

(*) Embora os turbiditos tivessem sido considerados depósitos sedimentares originados por correntes de turbidez submarinas, sobretudo, nas bacias de antepaís, isto é, em ambiente sedimentares das margem convergente, actualmente, sabe-se, que eles se encontram em todos os tipos de bacias sedimentares em associação com descidas significativas do nível do mar relativo e que para a maioria dos geocientistas, um turbidito é uma camada com gradação granodecrescente para cima depositados por corrente de turbidez que é, normalmente coberta por argilitos hemipelágicos contendo um conjunto de fósseis de água profunda.

Lóbulo em montículo..............................................................................................................................................................................Sheet Lobe Mound

Lobe monticulaire/ Lóbulo en montículo / Buckelschicht Lappen / 丘状叶 / Впадина на холме / Lobo in monticelli /

Forma externa tridimensional de um intervalo sedimentar que lembra um pequeno monte ou outeiro. Algumas formas externas monticulares e preenchimentos podem ser subdivididas em subtipos, função da origem, configuração interna e modificação externa das formas. As mais comuns têm uma geometria em folha, cunha ou banco. Os seus nomes dependem se os sedimentos são protógenos (origem primária formados directamente a partir da água) ou deutógenos (origem secundária ou detríticos) e varia com os autores.

Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Montículo Complexo »

Figura 412 (Lóbulo em Montículo) - O offshore da Venezuela corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Efectivamente, dentro da crusta continental do pequeno supercontinente Gondwana, que funciona como uma infraestrutura, por alongamento, formaram-se bacias de tipo rifte antes da ruptura da litosfera. Localmente, estas bacias foram preenchidas por sedimentos ricos em matéria orgânica lacustre que podem ser considerados rochas-mãe potenciais, que quando, suficientemente, enterrados, para que a matéria orgânica possa atingir a janela do petróleo. Desde a ruptura da litosfera houve implementação de derrames vulcânicos subaéreos na base da margem divergente, antes que os centros de expansão ser tornassem submarinos (formação de crusta oceânica) e que a margem divergente tipo Atlântico iniciasse a sua deposição. Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Venezuela, está ilustrado um lóbulo monticular (ou em montículo) constituído por sedimentos deuterógenos (derivados de rochas por processos mecânicos, este termo aplica-se melhor a rochas do que a sedimentos). Como se pode constatar, nesta área (offshore do Orinoco), por cima das lavas subaéreas (intervalo colorido em violeta) que se depositaram, imediatamente, depois da ruptura da do supercontinente Pangeia, depositou-se o ciclo de invasão continental pós-Pangeia, quer isto dizer, uma margem divergente do tipo Atlântico, na qual se podem individualizar duas fase sedimentares: (i) Fase Transgressiva, associada à subida do nível do mar absoluto ou eustático (*) (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a uma satélite), induzida pela separação dos continentes pós-Pangéia e caracterizada por uma geometria paralela retrogradante (esta geometria é consequência do conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e (ii) Fase Regressiva, induzida pela descida do nível do mar eustático, instigada pela diminuição do volume das bacias oceânica provocada pela subducção da crusta ao longo das zonas de subducção de Tipo A e B (aglutinação dos continentes) e caracterizada por uma geometria progradante (esta geometria é o resultado do conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez mais importantes). Durante estas duas fases tectónico-sedimentares, várias descidas significativas do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, quer ele seja, o fundo do mar ou a base dos sedimentos, e que é o resultado da acção combinada entre o nível do mar absoluto ou eustático e a tectónica) ocorrem (que põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia), o que criou uma série de superfícies de erosão, isto é, de discordâncias, das quais, por diversas razões, unicamente, uma foi cartografada (enfatizada pela linha azul ondulada). Esta discordância, localizada na parte inferior da fase regressiva, deslocou para o mar (progradação) e para baixo (agradação negativa), a linha da costa. Este deslocamento exumou toda a planície costeira e a parte superior do talude continental (a bacia não tinha plataforma) e rompeu os perfis de equilíbrio provisório dos cursos de água, que, assim, foram obrigados a aprofundar os seus leitos para restabelecerem novos perfis provisórios. Um tal escavamento aumentou, fortemente, o aporte terrígeno e a carga dos rios, que descarregando sobre o talude continental criaram correntes de turbidez (**), que se escoaram para a planície abissal, onde os sedimentos se depositaram sob a forma de cones submarinos de bacia. Todavia, como ilustrado nesta tentativa, ao longo do talude continental pequenos lóbulos monticulares podem depositar-se, preenchendo pequenas depressões criadas pela acção erosiva das correntes turbidíticas.

(*) Obviamente, ao nível dos ciclos sequência, as variações do nível do mar eustático ou absoluto vão ter uma consequência directa nas variações do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) induzidas pelas variações do nível do mar relativo (referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar), uma vez que este é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento).

(**) Correntes de alta densidade que se formam a partir de deslizamentos subaquáticos que ocorrem nas desembocaduras dos grandes cursos de água, onde uma grande quantidade de sedimentos se deposita, desde que o perfil de equilíbrio dos depósitos se torna instável e entra em movimento subitamente, colocando em suspensão uma grande quantidade de sedimentos.