Magnafácies...........................................................................................................................................................................................................................................Magnafacies

Magnafaciés / Magnafacies / Magnafacies / Magnafacies (齐在岩性和古生物但斜时) / Магнафация / Magnafacies /

Termo usado por certos geocientistas americanos para designar uma cintura contínua e homogénea de depósitos sedimentares, que é caracterizada por elementos litológicos e paleontológicos similares, mas que se estende obliquamente às linhas tempo ou através de diversas unidades cronostratigráficas bem definidas. Um magnafácies é um membro litológico completo ou uma perfeita unidade estratigráfica com o mesmo fácies, mas formado em diferentes tempos.

Ver: « Litossoma »
&
« Unidade Estratigráfica Discordante »
&
« Cronostratigrafia »

Figura 413 (Magnafácies) - Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia (Mahakam, Bornéu Oeste), a magnafácies formada pelos arenitos de frente de delta (intervalo colorido em amarelo) associado ao rio Mahakam é, nitidamente, oblíqua aos grupos e subgrupos de cortejos sedimentares que formam os diferentes ciclos sequência entre as discordâncias SB. 5,5 e Sb. 8,2 Ma. Nesta tentativa de interpretação foram interpretados, unicamente, dois ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, os quais estão associados com descidas significativas do nível do mar relativo. Estas descidas do nível do mar relativo definem dois ciclos eustáticos de 3a ordem, isto é, que têm um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My (SB. 8,2 Ma / SB. 6,2 Ma, SB. 6,2 Ma / SB. 5,5 Ma). Estes dois ciclos eustáticos são típicos da curva de Haq. Todavia, nesta área, como a taxa de sedimentação foi muito importante, dentro de cada ciclo sequência, como se pode constatar, as terminações dos reflectores sugerem, fortemente, outras descidas significativas do nível do mar relativo (que põem o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia) que definem ciclos sequência de alta frequência. Isto quer dizer, que dentro dos dois ciclos sequência convencionais, definidos pelas discordâncias (SB. 5,5 Ma ; SB. 6,2 Ma e SB. 8,2 Ma), o nível do mar relatico (*) esteve várias vezes debaixo do rebordo da bacia e que os depósitos costeiros foram deslocados, várias vezes, para o mar (progradação) e para baixo (agradação negativa) para depois se deslocarem outra vez para o continente (Oeste). É por esta razão que durante os períodos de nível baixo do mar, a geometria da magnafácies, definida pela progradação dos arenitos do delta (assinalados com flechas em forma de relâmpago), têm muitas rupturas embora, globalmente, seja progradante. Este magnafácies, que também existe nos grupos de cortejos sedimentares de nível alto (do mar), por razões de representação, não foi mapeado, um vez que a espessura desses cortejos sedimentares é, relativamente, pequena. A obliquidade das magnafácies em relação às linhas cronostratigráficas só é bem visível quando os subgrupos de cortejos sedimentares são, suficientemente, espessos. Quando um ciclo sequência está completo ele é formado por dois grupos de cortejos sedimentares : (i) Um grupo de cortejos de nível baixo (CNB), depositado quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, e que é composto, de baixo para cima, por três subgrupos de cortejos sedimentares : a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB) e (ii) Um grupo de cortejos de nível alto, depositado quando nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, e no qual se distinguem dois subgrupos : a) Intervalo transgressivo (IT), o qual é fossilizado pelo b) Prisma de nível alto (PNA). Durante o intervalo transgressivo (IT), a bacia têm uma plataforma continental, assim como durante a 1a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), quando a linha da costa (ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição) ainda está individualizada do rebordo da bacia. Desde que o rebordo da bacia passa, também, a ser o rebordo continental e se localiza próximo da linha da costa (nas linhas sísmicas tem que se entrar em linha de conta com a resolução sísmica vertical), começa a 2a fase da evolução do prisma de nível alto (PNA), uma vez que a bacia deixa de ter uma plataforma continental. A geometria retrogradante do intervalo transgressivo é o resultado do conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez menos importantes, enquanto que a geometria progradante do prisma de nível alto (PNA) é o resultado da acção conjunta de ingressões marinhas cada vez menos importantes e regressões sedimentares cada vez mais importantes. Tudo isto quer dizer, que ao nível hierárquico dos ciclos sequência, para haver deposição, o nível do mar relativo tem sempre que subir. Todavia, durante o intervalo transgressivo (IT), o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes), enquanto que durante o prisma de nível alto (PNA), ele sobe em desaceleração (ingressões marinhas cada vez menos importantes).

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar local, referenciado a um ponto qualquer da superfície terrestre, que ele seja o fundo do mar ou a base dos sedimentos (topo da crusta continental) e que é resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica, uma vez que ela por si só pode aumentar (subsidência) ou diminuir (levantamento) o espaço disponível para os sedimentos (acomodação).

Magnetostratigrafia.....................................................................................................................................................................Magnetostratigraphy

Magnétostratigraphie / Magnetoestratigrafía / Magnetostratigraphie / Magnetostratigraphy (序列的反向极性和强度) / Магнитостратиграфия / Magnetostratigrafia /

Uso dos registos das mudanças de polaridade do campo magnético preservado nos sedimentos para estabelecer correlações, como entre os poços de pesquisa e datar os sedimentos. Individualmente, o tempo dos intervalos com polaridade normal e inversa (cronos) varia entre 10 mil e 10 milhões de anos.

Ver: « Estratigrafia Paleomagnética »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Cronostratigrafia »

Figura 414 (Magnetostratigrafia) - A magnetostratigrafia é uma técnica cronostratigráfica utilizada para datar os pacotes sedimentares e vulcânicos. Nesta figura, a escala ilustrada é a escala da polaridade magnética do Cenozóico. No momento de formação das rochas, os minerais ferruginosos orientam-se segundo o campo magnético terrestre da época. A magnetização das rochas cria um magnetismo remanente fóssil que pode ser utilizado como uma bússola fóssil, para determinar a direcção do campo magnético antigo (paleomagnetismo). Desta maneira, os geocientistas constataram que as medidas do campo magnético terrestre fóssil sugerem, que durante a história geológica, os pólos magnéticos, por razões ainda mal conhecidas, se inverteram várias vezes. Os dois pontos da superfície da Terra onde se encontram as suas linhas de forças magnéticas, uma vez que a Terra age como um enorme íman devido a existência de uma massa de ferro no seu núcleo (correntes elétricas no núcleo geram a maior parte do campo magnético, embora 10% sejam produzidos por correntes da ionosfera (localiza entre 60 km e 1000 km de altitude, composta de iões, plasma e que devido à sua composição, reflete ondas de rádio até aproximadamente 30 MHz . Os pólos magnéticos mudam de posição lentamente, mas permanecem a cerca de 1.600 km dos pólos geográficos que determinam o eixo de rotação da Terra. Ao contrário do que ocorre com os pólos geográficos, os dois polos magnéticos não são exatamente opostos. A linha imaginária que os une (eixo magnético), não passa pelo centro exacto da terra, mas a cerca de 530 km do mesmo (https://pt.wikipedia.org/wiki/Polo_magnético). O intervalo de tempo entres as inversões magnéticas varia muito. Durante o Cenozóico, uma média de, mais ou menos, 500 ky é, por vezes, avançada para cada inversão de polaridade. Os intervalos de tempo durante os quais a polaridade magnética é a mesma que, actualmente, são chamados normais e, no caso contrário, inversos. Como as inversões de polaridade geomagnética são síncronas, o uso dos seus registos representa um relógio absoluto para datar os intervalos sedimentares. Isto é, particularmente, importante para os intervalos sedimentares sem fósseis. A dificuldade principal da utilização dos registos magnéticos nas correlações geológicas é a identificação, para uma determinada região, do evento geológico global que é representado pela inversão magnética. Este problema é, parcialmente, resolvido quando a assinatura magnética se pode meter em evidência dentro de uma sucessão de inversões. Se na série do Eocénico, por exemplo, se reconhece uma sucessão de inversões na qual um longo período normal é intercalado entre dois longos intervalos inversos, a idade provável é Eocénico Médio. A utilização da estratigrafia magnética em conjunção com outros métodos de datação, permitiu aos geocientistas datar os sedimentos do Cenozóico e da parte superior do Mesozóico. O processo de medição da magnetização compreende 3 fases: (i) Desmagnetização ➜ para retirar as magnetizações subsequentes à magnetização original de modo a que os minerais fiquem apenas com a orientação do campo magnético original (as rochas, normalmente, apresentam uma segunda magnetização, muito mais recente que a magnetização remanescente original, e que é imposta pelo campo magnético actual, que é devida, sobretudo, a modificações durante a meteorização superficial das rochas) ; (ii) Medida da Orientação ➜ esta fase consiste na medição da orientação dos minerais magnéticos ; (iii) Tratamento estatístico ➜ é a fase em que os dados obtidos, resultante das amostras de cada localidade são submetidos a um tratamento estatístico, indispensável para tornar os resultados mais fiáveis. Certamente uma das aplicações mais importante da magnetostratigrafia é a determinação da taxa de deposição. Para isso basta traçar a idade de cada inversão magnética (em milhões de anos atrás) versus o nível estratigráfico em que a inversão se encontrada (em metros), o que dá a taxa em metros por milhão de anos mas, geralmente exprimida em milímetros por ano, o que equivale a uma taxa em km /My. Os dados magnetostratigráficos podem, também, podem ser usados para modelar as taxas de subsidência das bacias a sedimentares, uma vez que conhecendo a profundidade de uma rocha-mãe pode calcular a idade em que a sua matéria orgânica atingiu a janela do petróleo e quando a migração de hidrocarbonetos começou. Por outro lado, como a idade de uma armadilha pode ser determinada a partir de dados magnetostratigráficos, comparando as idades da armadilha e da migração dos hidrocarbonetos os geocientistas a podem calcular a probabilidade de sucesso de um prospecto de pesquisa.

Manto de Gelo (Inlandsis).......................................................................................................................................................................................................Inlandsis

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

Massa de gelo glaciário que cobre mais de 50 000 km² de terreno, isto é, maior, em geral, de uma plataforma de gelo ou (massa de gelo plana, espessa e flutuante, que se forma onde um glaciar ou calota de gelo descarrega na superfície do oceano) e glaciares. Massas de gelo com uma área menor que 50 000 km² são designadas calotas de gelo, que, tipicamente, alimentam um conjunto de glaciares. Sinónimo de Inlandsis.

Ver: " Inlandsis"

Mar de Gelo.........................................................................................................................................................................................................................................................Ice Sea

Mer de glace / Banquisa, Hielo marino / Meereis / 海冰 / Морской лёд / Banchisa, Ghiaccio marino, Banchiglia /

Água do mar congelada que flutua na superfície do mar, uma vez o gelo é menos denso do que a água. Os mares de gelo cobrem cerca de 7% da superfície da Terra e cerca de 12% dos oceanos.

Ver: " Inlandsis"

Mar de Japeto (Mar de Iapetus)..................................................................................................................................................................................Iapetus Sea

Mer de Iapetus / Mar de Iapetus / Iapetus (Ozean) / 土卫八海 / Море Япета / Oceano Giapeto /

Oceano que existiu entre a Europa e América do Norte, entre 570 e 420 milhões de anos atrás. Há cerca de 600 milhões de anos, a Europa e América do Norte, que estavam, mais ou menos, juntas, começaram-se a separar à medida que o magma da crusta inferior subia à superfície para preencher o espaço criado pela separação dos continentes. Há cerca de 460 My (milhões de anos), a América do Norte e Europa entraram em colisão formando os Apalaches ao mesmo tempo que o mar de Japeto se fechou. Na mitologia grega, Japeto é o nome de um titã filho de Urano e de Gaia (Deusa da Terra).

Ver : « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar de Tétis »

Figura 415 (Mar de Japeto, Mar Iapetus) - O Mar de Japeto é considerado, por muitos geocientistas, como um precursor do Oceano Atlântico. E é por isso que o seu nome foi tirado do Titã Japeto (Iapetus), que na mitologia grega, era filho de Urano (o céu estrelado) e de Gaia (a Terra) e pai de Atlas, que foi condenado por Zeus a sustentar o mundo para sempre, e do qual deriva o nome Oceano Atlântico, o oceano mais além das colunas de Hercules (estreito de Gibraltar). O mar de Japeto que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico, formou-se devido a separação do supercontinente Protolaurasia (*). Localizado no hemisfério Sul, este mar era limitada a Oeste pelo continente Laurência (Escócia, América do Norte e Groenlândia), a Este pelo o continente Báltica (Escandinávia e Europa Oriental), a Sul pelo microcontinente Avalónia (Reino Unido, Noroeste da Europa), mais outras pequenas terras situadas a Oeste da Avalónia (que hoje fazem parte da Nova Inglaterra, Nova Escócia e Acadia). O mar de Japeto engloba o mar Tornquist, localizado entre o microcontinente Avalónia e o continente Báltica, cujo restos formam, hoje, uma sutura que se estende pelo norte da Europa (Zona de Tornquist). Efectivamente, durante a maior parte do Ordovícico, as condições geológicas eram de nível alto do mar e o Mar ou Oceano de Japeto (Mar de Iapetus), entre o continente Báltica e continente Laurência, era bastante largo e inundava uma grande parte das áreas cratónicas. No Ordovícico Médio, o centro do continente Báltica estava ao Sul do equador. Durante a parte terminal do Ordovícico, o continente Báltica deslocou-se em direcção do equador, enquanto que a Inglaterra e a Irlanda do Sul estavam, praticamente, ligadas à margem norte do pequeno supercontinente Gondwana. Foi este deslocamento, que levou o continente Báltica para próximo da margem Este do continente Laurência, começando, assim, o Mar de Japeto a fechar-se pouco a pouco. Os arcos vulcânicos localizados no Mar de Japeto colidiram com a costa do continente Laurência causando o primeiro ciclo tectónico do Paleozóico, o qual terminou com a orogenia Tacónica (termo que vem das Montanhas Tacónicas que fazem parte dos Apalaches, a Este do rio Hudson) e o depósito de enormes pacotes de cones submarinos (fliche) e prismas clásticos. Durante o Silúrico, as montanhas da orogenia Tacónica foram, gradualmente, erodidas e microcontinente Avalónia (fragmentos deste microcontinente se encontram-se na área sudoeste da Grã-Bretanha e na costa Este da América do Norte), derivado do pequeno supercontinente Gondwana dirigiu-se para o Norte e colidiu com o continente Laurência. Foi no Silúrico / Devónico, que o Mar de Japeto se fechou completamente e que o continente Báltica se uniu com o continente Laurência, ao mesmo tempo que a Inglaterra se uniu com a Escócia e a parte sul da Irlanda do Norte, o que produziu a orogenia Acadiana / Caledónica. De facto, a orogenia Caledónica foi causada pela colisão entre o continente Báltica e a Gronelândia, que nessa altura estava ainda ligada com o Canadá. Actualmente, a maior parte das deformações causadas pela orogenia Caledónica são, perfeitamente, visíveis em quase toda a Europa Ocidental, desde a Escócia até Portugal. Os fósseis do Câmbrico e Ordovícico são diferentes de ambos os lado da linha de sutura que marca o fecho do Mar de Japeto, corroborando a presença deste oceano antes da orogenia Caledónica. Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que ele não corresponde a uma mudança de energia cinética (energia relacionada com o estado de movimento de um corpo) em energia de deformação como quando dois automóveis esbarram um contra o outro ou quando um automóvel esbarra contra um muro (a energia do impacto é quase totalmente absorvida pela plasticidade do casco do carro). Na Tectónica das Placas a energia cinética não desempenha num papel importante. As rochas deformam-se quando perdem resistência à deformação, o que acontece dentro de uma placa litosférica se, localmente, por razões diversas, a temperatura e a pressão aumentarem para além do limite de resistência à deformação.

(*) Antigo supercontinente, que fazia parte dos supercontinentes anteriores, Rodínia e Pannotia. Quando o supercontinente Pannotia se partiu, a parte sudeste formou o Protolaurasia, localizado perto do Pólo Sul e coberto por glaciares (como o Amazonia e a África Ocidental). No final do Proterozóico, houve uma rotação para o Oeste. O Protolaurasia começou a afastar-se Protogondwana e a deslocar-se para através o Panthalassa. Durante o Paleozóico, o Protolaurasia partiu-se o que originou os continentes Laurência, Báltica e Sibéria, formando dois outros oceanos entre os três continentes: (i) o Mar de Japeto entre o Laurência e o Báltica e (ii) o Oceano Khanty, entre o Báltica e Sibéria. Estes oceanos aumentaram de tamanho, devido ao alastramento oceânico que ocorreu durante o Câmbrico, mas alguns milhões de anos mais tarde, os três continentes voltaram a juntar-se para formar a Laurásia, devido à agregação do supercontinente Pangeia, o que provocou o fecho do Mar de Japeto e do Oceano Khanty.

Mar Profundo (cintura carbonatada)..........................................................................................................................................................................Deep Sea

Mer profonde (ceinture carbonatée) / Mar profundo (ambiente faja carbonatada) / Tiefsee / 深海（带碳酸盐） / Большая глубина моря / Mare profondo /

Ambiente, relativamente, profundo localizado na parte externa de uma cintura carbonatada.

Ver: « Recife »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Produção Orgânica (carbonatos) »

Figura 416 (Mar Profundo, cintura carbonatada) - Como ilustrado neste esquema proposto por W. Schlager (1991), numa cintura carbonatada, da parte interna em direcção ao mar, podem evidenciar-se várias fácies e ambientes de deposição: (i) Evaporitos em sabkhas salinas ; (ii) Plataforma de circulação restrita e planície de maré ; (iii) Laguna de plataforma com circulação aberta ; (iv) Zona de deflação das vagas ; (v) Recifes do bordo da plataforma ; (vi) Talude externo ; (vii) Bordo da plataforma profunda ; (viii) Plataforma de mar aberto e (ix) Bacia ou Mar Profundo. O contexto geológico de "Mar Profundo" ou "Bacia" é o que se encontra debaixo da acção das vagas e da zona eufótica ou fótica (onde ocorre a fotossíntese (*)). Uma parte deste fácies e ambiente alcança, através da termoclina (intervalo de um corpo de água no qual a temperatura muda muito mais, rapidamente, em profundidade do que nos intervalos supra e subjacente), o domínio águas oceânicas profundas. Os sedimentos mais característicos destas fácies são os argilitos pelágicos, as vasas carbonatadas siliciosas, as lamas hemipelágicas (mistura de material carbonatado biogenético e argilas terrígenas) e os turbiditos. Perto das plataformas, também se encontram misturas de materiais pelágicos e derivados da plataforma sob a forma de lamas e vasas de periplataforma (carbonatos de base de talude, de água pouco profunda, re-sedimentados entre carbonatos pelágicos). Os carbonatos re-sedimentados são carbonatos caracterizados por uma re-deposição dos sedimentos carbonatados, de água pouco profunda, em água profunda, quer por correntes de turbidez, que por deslizamentos. Este tipo de carbonatos é frequente nas periplataformas (ao redor de uma plataforma geológica). A biota (organismos de uma determinada região num determinado tempo) da fácies "Mar profundo" é constituída, predominantemente, por associações oceânicas de plâncton. Nos sedimentos da periplataforma (de água profunda, incluindo o talude e bacia), bentos, pouco profundos, podem constituir 75% da biota. Muitos dos sedimentos depositados neste ambiente derivam dos ambientes superiores e podem ser transportados por correntes de turbidez ou por escoamentos de detritos. A detecção e quantificação precisa dos diferentes minerais de carbonato é fundamental nas amostras de recifes de coral antes dos estudos geoquímicos e radiocronológicos, o que permite interpretar as alterações na composição mineralógica das formações geológicas feitas de material recife e sedimentos associados, tais como as lamas periplataforma. Há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, que são caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; este tipo de plataforma forma-se em águas calmas e a sua extensão varia entre 10 e 100 km ; (ii) Plataformas do tipo-Rampa, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda; neste tipo de plataforma os recifes são raros e a largura da rampa pode atingir 100 km ; (iii) Plataformas Epeiricas, que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; a largura de uma plataforma epeirica pode alcançar 10 000 km ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as litologias são muito controladas pela orientação dos ventos dominantes ; têm recifes e corpos arenosos, como as plataforma aureoladas, na margem barlavento (margem voltada para o lado de onde sopra o vento), mas na margem sotavento (margem oposta à direcção de onde sopra o vento), os sedimentos são mais lamacentos; uma plataforma isolada pode atingir 100 km de largura ; (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica. Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias : (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

(*) Fixação do carbono pelas plantas verdes, sob a acção da luz do Sol. A energia luminosa é convertida em energia química e armazenada sob a forma de açúcar. A fotossíntese ocorre nas plantas e em algumas algas (Reino Protista). As plantas verdes precisam apenas a energia da luz, CO2 e H2O para fazer o açúcar. A fotossíntese ocorre nos cloroplastos, especificamente, através da clorofila.

Mar Reico (Mar de Reia)...................................................................................................................................................................................................................Rheic Sea

Mer de Réique / Mar de Réique / Rheic Meer / 大黄海 / Реический океан / Mare Rheic /

Mar formado no Câmbrico Tardio / Ordovícico Inicial por alargamento e ruptura de "terrenos" ou microcontinentes da margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, como, por exemplo, da Avalónia, Carolina, etc. Este mar fechou-se completamente no Carbonífero como resultado das colisões continente / continente, que formaram ao supercontinente Pangeia. A expansão do Mar Reico fez-se à medida que o Mar de Japeto (“Iapetus” des geocientistas de língua inglesa) se fechava, devido à colisão entre os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia (episódio rotativo da formação da Pangeia). O termo Reico vem do grego Rhea (filha do Urano e da Gaia, mulher de Júpiter e irmã dos Titãs). Pode dizer-se, que no Paleozóico, o Mar Reico tinha um irmão mais velho, que era o Mar Iapetus ou mar de Japeto.

Ver : « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar de Japeto »

Figura 417 (Mar Reico, Mar de Reia) - Assim como o oceano localizado entre o pequeno supercontinente Gondwana e o continente Laurência, no Câmbrico Inicial, foi chamado Japeto que, na mitologia grega era o pai de Atlas, uma vez que o Mar de Japeto é considerado como antecessor do Oceano Atlântico, o oceano entre o pequeno supercontinente Gondwana e o continente Laurussia (conjunto dos continentes Laurência e Báltica e do microcontinente Avalónia (*)), no Câmbrico Tardio / Ordovícico Inicial, foi chamado Mar Reico ou Mar de Reia, uma vez que ma mitologia grega, Reia era a irmã de Japeto. O levantamento das montanhas criado pela orogenia Caledónica pôs a maior parte da Inglaterra acima do nível do mar e criou um aporte terrígeno importante. A Inglaterra (Laurência) estava situada no sul de uma cintura desértica na qual os sedimentos áridos eram predominantes. Quando a orogenia Caledónica terminou, a parte sul da Inglaterra foi outra vez afectada por um regime tectónico compressivo (encurtamento) que fechou o mar de Reia, o qual existia entre o Sul da Europa (pequeno supercontinente Laurasia) e o Norte da África (pequeno supercontinente Gondwana). O fecho deste mar, que corresponde a colisão da África e América do Sul com a América do Norte e Europa, foi um dos estágios finais da formação do supercontinente Pangeia. À cerca de 400 Ma, o Mar Reia desempenhou um papel muito importante na história da Terra, uma vez que à medida que ele se fechava, as montanhas dos Apalaches e a cintura Varísca (montanhas entre o Sul da Europa e o Norte de África, desde a Irlanda até à Republica Checa e de Marrocos até ao Mar Negro) levantaram-se, à medida que os continentes, resultantes da ruptura do supercontinente Protopangeia (ou Rodínia), se aproximavam cada vez mais para no final se aglutinarem e formarem o supercontinente Pangeia. A formação do supercontinente Pangeia foi acompanha de uma grande descida eustática, ou seja, uma descida do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, visto que o volume das bacias oceânicas diminuiu, uma vez que muitas dorsais oceânicas desaparecem ao longo das zonas de subducção de tipo B (assumindo que o volume total da água, sob todas as suas formas, é constante desde há 4,5 Ga, isto é, desde a formação da Terra). Os geocientistas resumem a evolução do Mar Reico, mais ou menos, da seguinte maneira: (i) Ruptura do pequeno supercontinente Gondwana, que obrigou a Avalónia (microcontinente Paleozóico formado a partir de uma arco vulcânico na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana) a comprimir, à sua frente, o Mar de Japeto (mar que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico e que se formou devido a separação do Protolaurasia (**)), no início do Ordovícico Médio, abrindo atrás o Mar Reico ; (ii) Durante uma grande parte do Ordovícico Tardio, o alastramento oceânico do Mar Reico fez-se à mesma velocidade que o alastramento actual do Este do Pacífico, isto é, mais ou menos, 17 cm / ano ; (iii) No fim do Ordovícico, quando o continente Báltica e continente Laurência colidiram, para formar o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia), o Mar de Reia já tinha aumentado muito, devido ao alastramento oceânico, substituindo o Mar de Japeto, que nessa altura não era outra coisa que um simples canal estreito entre o microcontinente Avalónia e o continente Laurência ; (iv) O Mar Reico começou a se fechar no Devónico, quando o pequeno supercontinente Gondwana derivou para o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia) ; (v) No final do Devónico, o Mar Reico tornou-se um oceano estreito entre os pequenos supercontinentes Gondwana e Euroamerica ; (vi) No Carbonífero Inicial, a parte oriental do Mar Reico já se tinha fechado devido à colisão do Este da América do Norte com a África ; (vii) Mais tarde, a América do Sul chocou com o Sul da América do Norte, fechando completamente o oceano, criando as orogenia dos Apalaches e Varísca.

(*) O microcontinente Avalónia desenvolveu-se a partir de um arco vulcânico na na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, onde parece ter ocorrido um rifte que pôs um microcontinente à deriva. Atrás dele formou-se o Mar Reico, comprimindo Mar de Japeto à sua frente. Colidiu com o continente Báltica, depois com o continente Laurência e finalmente com o pequeno supercontinente Gondwana, terminando dentro do supercontinente Pangeia.

(**) O Protolaurasia (o que quer dizer antes da Laurasia) é um antigo supercontinente, que fazia parte dos supercontinente anteriores (Rodínia e Pannotia). Quando Pannotia se partiu a parte sudeste formou o pequeno supercontinente Protolaurasia, localizado perto do Pólo Sul e coberto por gelo. No final do Proterozóico, houve uma rotação para o Oeste e pequeno supercontinente Protolaurasia começou a afastar-se Protogondwana deslocando-se através do Panthalassa. Durante o Paleozóico, o Protolaurasia partiu-se o que originou os continentes Laurência, Báltica e Sibéria, formando dois outros oceanos entre os três continentes: (i) o Mar de Japeto entre o Laurência e o Báltica ; (ii) o Oceano Khanty, entre o Báltica e Sibéria.

Mar de Tétis.................................................................................................................................................................................................................................................Tethys Sea

Mer de Téthis / Mar de Tétis / Tethys (Ozean) / 特提斯洋 / Тетис (океан) / Tetide, Oceano Tetide /

Mar, entre o NE do Gondwana e SE da Laurasia, que substituiu o oceano Paleotétis (antigo Mar de Tétis de Suess, isto é, o oceano do Paleozóico, entre o Gondwana, Europa Central, Ibéria, China e Ásia Central). O Mar de Tétis começou a formar-se no sul da Paleotétis desde que a placa Cimeriana se individualizou (Pérmico / Triásico). A expansão do Mar de Tétis obrigou a placa Cimeriana a entrar em colisão com a Laurasia, para, finalmente, o Mar Tétis substituir completamente o Paleotétis. Na mitologia grega, Tétis é a mãe de Aquiles e uma das filhas de Neree e Doris (irmã de rei de Scyros, Nicomède).

Ver:« Supercontinente »
&
« Mar Reico »
&
« Mar Japeto »

Figura 418 (Mar de Tétis (*)) - Em 1893, utilizando os fósseis encontrados nos Alpes e em África, E. Suess avançou uma hipótese, na qual ele admitiu que tinha existido um mar, relativamente, pouco profundo, na parte Este do supercontinente Pangeia, entre o pequeno supercontinente Laurasia (Euroamerica) e o pequeno supercontinente Gondwana, que, nessa altura, ainda estavam ligados. Suess chamou esse mar, Mar de Tétis (que hoje se chama Paleotétis). Mais tarde, a teoria da Tectónica das Placas contestou e, em certos casos, refutou muitas das conjecturas da teoria de Suess, sugerindo mesmo a existência de uma grande massa água mais antiga, que muitos geocientistas continuam a confundir com o Mar de Tétis de Suess, uma vez que ele também é chamado Mar de Tétis. O mar proposto por Suess corresponde, praticamente, ao oceano que hoje se chama Paleotétis. Na realidade, durante o Câmbrico, o grande oceano era o Pantalassa, que cobria a maior parte do hemisfério Sul e que rodeava o supercontinente Pangeia que existiu no final do Paleozóico. O Panthalassa era dividido em duas bacias oceânicas principais: (i) Bacia do Pacífico que corresponde, mais ou menos, ao actual Oceano Pacífico e (ii) Bacia do Paleotétis que tinha uma forma uma cunha cinzelada no sudeste do supercontinente Pangeia. O movimento do continente Africano levou quase ao encerramento total do Mar de Tétis, do qual o Mediterrâneo, entre outros corpos de água, constitui um dos últimos vestígios. A ruptura da Pangéia criou, necessariamente, outras bacias oceânicas (incluindo o Oceano Atlântico e o Oceano Ártico), o que alterou, de maneira significativa a circulação oceânica e, subsequentemente, as condições climáticas globais (https://fr.wikipedia. org/wiki/Panthalassa). No hemisfério Norte, o Prototétis, o mar de Japeto (que existiu entre 600 e 400 milhões de anos atrás, entre os períodos Neoproterozóico e Paleozóico e que se formou-se devido a separação do Protolaurasia (**) ) e o mar de Khanty (oceano entre o continente Báltica e o continente Sibéria, a norte do Pantalassa e NE do Prototétis) continuavam a expandir-se até ao fim do período. Todavia, como a ideia de Suess, no seu conjunto foi revolucionária, ele é, geralmente, creditado pela descoberta de ambos os corpos de água, o que não é verdade. Actualmente, a grande maioria dos geocientistas pensa que há cerca de 250 Ma, durante o Pérmico Tardio, um novo oceano começou a formar-se na parte sul do Oceano Paleotétis. Uma dorsal média oceânica formou-se ao longo da plataforma continental sul do supercontinente Pangeia (NE do pequeno supercontinente Gondwana) individualizando uma nova placa litosférica que foi denominada Cimméria (em homenagem ao povo antigo que viveu no norte do Cáucaso no século VIII e VII antes de Cristo, geralmente, associado com a antiga Cimméria ou Crimeia). Esta pequena placa litosférica deslocou-se para o Norte, durante cerca 60 My, à medida que a expansão oceânica (alastramento oceânico), induzido pela nova dorsal médio oceânica, obrigava o fundo do Oceano Paleotétis (Norte da Cimméria), a entrar em subducção debaixo da parte Este e Norte do supercontinente Pangeia (Laurasia). Tudo isto, não só provocou a colisão da Cimméria com o pequeno supercontinente Laurasia (orogenia Cimmeriana), mas, também, provocou a abertura total do Mar de Tétis e o fecho do Oceano Paleotétis, o qual, praticamente, foi substituído pelo Mar de Tétis. Actualmente, a Índia, o Paquistão, a Indonésia e o Oceano Índico encontram-se na área que era antes ocupada pelo Mar de Tétis. Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que ele não corresponde à uma mudança de energia cinética (a energia que está relacionada com o estado de movimento de um corpo) em energia de deformação, como quando dois automóveis esbarram um contra o outro ou quando um automóvel esbarra contra um muro, onde a energia do impacto é quase, totalmente, absorvida pela plasticidade do casco). Na Tectónica das Placas a energia cinética não desempenha num papel. Ao longo de uma placa litosférica os esforços efectivos são, praticamente, os mesmos. As rochas deformam-se quando perdem resistência à deformação, o que acontece dentro de uma placa litosférica se, localmente, por razões diversas, a temperatura e a pressão aumentarem para além do limite de resistência.

(*) Na mitologia grega, Tétis era uma titânide, que personificava a fecundidade da água, que alimenta os corpos e forma a seiva da vegetação, filha de Urano (o céu estrelado) e de Gaia (a Terra). Da união de Tétis com o seu irmão Oceano nasceram as três mil oceânides, que tiveram três mil rios como filhos.

(**) Pequeno supercontinente, que se formou na parte SE da Pannotia, perto do pólo Sul, quando este supercontinente se fracturou.

Mar do Valais.............................................................................................................................................................................................................................................Valais Sea

Mer du Valais / Mar do Valais / Sea Wallis / 海瓦莱 / Море Вале / Mare di Vallese /

Mar ou lago estreito que se formou quando o microcontinente Ibéria se separou-se da Europa, a quando da primeira fase de fracturação da Pangeia (formação do Mar de Tétis e do oceano Atlântico central, entre a Europa, ainda associada a América, e a África).

Ver: «Microcontinente»

Margem Continentale (divergente)...........................................................................................................................Continental Margin

Marge continentale / Márgen continental (divergente) / Continental-Marge (divergent) / 陆缘（发散） / Континентальная окраина материка / Continental margine (divergenti) /

Embora, teoricamente uma margem continental seja a zona do assoalhado oceânico que separa a fina crusta oceânica da espessa crusta continental, na classificação das bacias sedimentares, adoptada neste vocabulário (Bally e Snelson, 1980), uma margem continental divergente é o intervalo sedimentar que se deposita, por cima das bacia de tipo rifte, nas margens dos continentes individualizadas pela ruptura dos supercontinentes (margens de tipo Atlântico).

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Talude Continental »
&
« Sopé Continental »

Figura 419 (Margem Continental) - Na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), existem dois tipos de margens continental divergentes: (a) Tipo Atlântico e (ii) Tipo não Atlântico. Ambas estão associadas com a formação de nova crusta oceânica. Todavia, as margem divergentes de tipo Atlântico desenvolvem-se nas áreas em que os regimes tectónicos em extensão (alongamento) são preponderantes (fora das megassuturas), enquanto que as margens divergentes de tipo não Atlântico desenvolvem-se dentro das megassuturas, isto é, nas áreas em que os regimes tectónicos preponderantes são compressivos (elipsóide dos esforços efectivos com o eixo maior horizontal, ou seja, quando σ1 horizontal). Esta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica compósita do offshore de Angola, ilustra uma margem continental divergente de tipo Atlântico, quer isto dizer, que durante o seu desenvolvimento, os regimes tectónicos predominantes eram em extensão (os sedimentos eram alongado). Todavia, como ilustrado na tentativa de interpretação, na parte profunda da bacia, exista, localmente, e ainda existe (o fundo mar é afectado) um regime tectónico compressivo associado ao escoamento gravitário do intervalo salífero (colorido em violeta claro). O alargamento sedimentar induzido pelo escoamento lateral do horizonte evaporítico na parte proximal e média da margem é compensado, por um encurtamento, na parte profunda da margem, onde a enorme espessura dos evaporitos (sobretudo halite) é, claramente, posterior à deposição e o resultado da sobreposição cavalgamentos constituídos, fundamentalmente, por evaporitos. Esta geometria é muito tardia e de origem tectónica. Nesta tentativa de interpretação de baixo para cima reconhece-se: (i) A crusta continental, na qual se desenvolveram bacias do tipo rifte (demigrabens) durante o alargamento da litosfera, antes da ruptura do pequeno supercontinente Gondwana ; (ii) A ruptura da litosfera, que ocorreu desde que a litosfera atingiu o limite de alongamento (Beta  ± 4), isto é, quando a espessura da crusta, localmente, se reduziu a 10 / 15 km (a ruptura fez-se por uma injecção excessiva de material do manto sublitosférico), a qual individualizou a placa litosférica Africana e a placa da América do Sul, iniciando assim um alastramento oceânico entre elas ; (iii) Uma crusta vulcânica, provavelmente, subaérea, que se formou desde que ocorreu a ruptura litosfera, quanto os centros de expansão ainda não eram marinhos e que marca o início da margem divergente; esta crusta vulcânica subaérea é caracterizada por reflectores que inclinam para o mar (em direcção dos centros de expansão), todavia, lateralmente ela passa à crusta vulcânica oceânica ; (iii) Uma margem continental divergente tipo Atlântico, a qual é formada por duas fase sedimentares tectónico / sedimentares: (a) A fase transgressiva, de geometria retrogradante, isto é, que se espessa para o continente, uma vez que ela é associada à subida do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, induzida, principalmente pela diminuição das bacias oceânicas devido à formação das montanhas oceânicas associadas ao alastramento oceânico (admitindo que a quantidade de água, sob todas as sus formas, é considerada constante desde a formação da Terra há cerca de 4,5 Ga) e (b) A fase regressiva de geometria progradante, associada à descida do nível do mar eustático ou absoluto, induzida pelo aumento de volume das bacias oceânicas em consequência da diminuição das montanhas oceânicas provocada pela aglutinação dos continentes e pela subducção da crusta oceânica antiga ao longa zonas de subducção (formação de um novo supercontinente). Nesta tentativa de interpretação a fase regressiva é facilmente reconhecida pela sua geometria progradante. Todavia, a geometria retrogradante da fase transgressiva, em grande parte ocultada pela halocinese e tectónica salífera, principalmente, na parte central e distal da bacia.

(*) 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.

Margem de Plataforma (barlavento)........................................................................................Windward Platform Margin

Marge de la plate-forme (au vent) / Márgen de plataforma (barlovento) / Margin-Plattform (der Wind) / 保证金平台（风） / Окраина платформы (против ветра) / Piattaforma di margine sopravvento /

Margem de uma plataforma carbonatada que faz face ao vento dominante. As plataformas que estão próximo de uma massa continental e que devem a sua origem a existência dessa massa são consideradas margens ou rampas. Quando os depósitos carbonatos estão cercados por todos os lados de água eles chamam-se bancos, baixios ou plataformas carbonatadas isoladas.

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

Figura 420 (Margem de Plataforma, barlavento) - As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes não só na geometria, mas também na fácies (litologia e fauna), função das condições oceanográficas circunvizinhas. Vários trabalhos, em particular, os efectuados no mar das Caraíbas, mostraram que há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento ou lado de onde o vento sopra) e de sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento ou direcção para onde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar, relativamente, fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, quer isto dizer, em sentido oposto à margem. Em condições de forte energia, a margem de barlavento é erodida de maneira significativa formando uma escarpa íngreme, na base da qual se depositam blocos rochosos e escoamentos de detritos, como sugerido no esquema ilustrado nesta figura. Ao contrário, nas margens de sotavento, isto é, nas margens orientadas no sentido dos ventos dominantes, os intervalos sedimentares são progradantes, espessos e de extensão lateral mais importante, como se podem constar no esquema geológico ilustrado na figura seguinte (figura 421). As margens carbonatadas de barlavento, que enfrentam a energia das ondas e são expostas ao efeito de dilatação do mar, podem estar protegidas por ilhas ou recifes emergentes. A água não se comporta termicamente como a maioria dos líquidos, o que têm consequências muito importantes na natureza. Imagine que uma certa quantidade de água a 0 °C é colocada num recipiente não dilatável e que se aumenta temperatura: (i) o volume do líquido diminui até a temperatura atingir 4° C (a água sofre contração) ; (ii) A partir daí, se o aquecimento continua, o volume do líquido aumenta (a água sofre uma dilatação). Suponhamos que, num dado instante, a temperatura do ar comece a cair (a partir de 18 ºC, por exemplo). A água da superfície, em contacto com o ar, arrefece e fica mais densa que a água do fundo. Essa diferença de densidade provoca a movimentação da água: sobe água "quente" e desce água "fria". No entanto, ao ser atingida a temperatura de 4 ºC, essa movimentação cessa, pois, nessa temperatura, a água tem densidade máxima. Se o arrefecimento continuar, a água da superfície fica menos densa que a água do fundo, não mais sendo possível a troca de posição. A água superficial pode chegar a congelar, mas a do fundo mantém-se líquida. O arrefecimento da água do fundo ocorre muito lentamente, porque tanto a água líquida quanto o gelo conduzem mal o calor (https://pt.wikipedia.org/wiki/ Dilatação_anômala_da_água) . No que diz respeito ao transporte sedimentar, nas margens de barlavento, deve considerar-se se há presença ou ausência de barreiras importantes ao transporte sedimentar. Nas margens carbonatadas abertas, as correntes induzidas pelas ondas podem deslocar os sedimentos detríticos dos recifes de barlavento para a plataforma. Ao contrário, os sedimentos produzidos nas margens protegidas podem ser incorporados nos recifes, armazenados na áreas entre os recifes ou ser transportados para fora da plataforma pelo vento. Existem cinco categorias de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta; (ii) Plataformas do tipo Rampa Carbonatada, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as fácies são controladas pela orientação dos ventos dominantes e (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica. Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias : (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

Margem de Plataforma (sotavento).................................................................................................Leeward Platform Margin

Margem da plataforma (sous le vent) / Márgen de plataforma (sotavento) / Margin-Plattform (Lee) / 保证金平台（背风） / Окраина платформы (в подветренную сторону) / Margine piattaforma (sottovento) /

Margem de uma plataforma carbonatada que é orientada na direcção do vento dominante (margem sotavento). Em relação as margens carbonatadas de barlavento, onde os recifes activos são frequentes, nas margens de sotavento, os recifes estão enterrados, uma vez que o vento transporta os sedimentos para a extremidade ou, mesmo, para fora do banco ou da plataforma carbonatada.

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

Figura 421 (Margem da Plataforma, sotavento) - As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes não só na geometria, mas também na fácies (litologia e fauna), função das condições oceanográficas circunvizinhas. Vários trabalhos, em particular, os efectuados no mar das Caraíbas, mostraram que há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento ou lado de onde o vento sopra) e sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento ou direcção para onde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar, relativamente, fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, isto é, em sentido oposto à margem, enquanto que nas segundo aporte terrígeno é importante e muitas vezes fossiliza dos recifes. As margens de sotavento orientam-se, mais ou menos, no sentido do vento dominante. Assim elas estão, em grande parte, protegidas da acção das vaga, a qual pode ser considerada de : (i) Mar muito agitado, ou seja, quando a acção erosiva das ondas do mar atinge cerca de 50 m, ou mais, de profundidade de água, o que acontece sobretudo durante as fortes tempestades ; (ii) Mar agitado, quando a acção erosiva das vagas atinge a profundidade de, mais ou menos, 30 metros, o que quer dizer, que a distância entre duas vagas sucessivas (distância entre duas cristas ou duas cavas consecutivas) é cerca de 60 metros, ou seja, metade do comprimento de onda ; (iii) Mar calmo, quando a acção erosiva das ondas do mar atinge, mais ou menos, a profundidade de 10 metros. Este nível corresponde, aproximadamente, à posição da ruptura (ou quebra ou rebentação) costeira de inclinação da superfície de deposição. As margens abertas recebem os sedimentos produzidos na plataforma durante os períodos de mar agitado e tempestades. Em geral, elas são caracterizadas por depósitos de areia carbonatada importantes, que muitas vezes fossilizam os recifes que podem florescer durante os períodos de nível do mar relativo mais baixo que o banco que não tem grande aporte terrígeno, uma vez que a acomodação é negativa. As margens protegidas não sofrem a influência das ondas nem dos sedimentos. Por isso, elas são caracterizadas por finos horizontes recifais e superfícies endurecidas com pouco sedimentos. Uma distinção importante no que diz respeito ao transporte dos sedimentos ao longo das margens de sotavento é a presença de barreiras ao transporte sedimentar através da plataforma, as quais podem ser quer ilhas ou recifes emergentes. Ao contrário, nas margens de barlavento, isto é, nas margens orientadas contra o vento vento ou lado de onde o vento sopra, os intervalos sedimentares são progradantes, espessos e de extensão lateral mais importante, como se podem constar no esquema geológico ilustrado nesta figura. Na maior parte das margens carbonatadas a influência da maré é pequena. Existem diferentes tipos de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, com recifes ou baixios recifais no rebordo da plataforma ; (ii) Plataformas Tipo-Rampa, com areias carbonatadas na linha da costa e areias argilosas e lama de água profunda na base da rampa ; os recifes não são importantes ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegida ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as litologias são controladas pela orientação dos ventos ; têm recifes e corpos arenosos na margem barlavento, mas na margem sotavento, os sedimentos são mais lamacentos ; (v) Plataforma Morta ou Afogada, quando a plataforma está debaixo ou melhor foi posta debaixo da zona fótica (na qual penetra a luz do sol, cuja profundidade varia muito função da turbidez da água). Por outro lado, as plataformas ligadas ao continente são, muitas vezes, dividas em duas grandes famílias : (A) Plataformas Tipo Rampa e (B) Plataforma com Ruptura. Nas plataformas tipo rampa dois subtipos podem ser considerados: (A.1) Tipo Rampa Monoclinal e (A.2) Tipo Rampa com Pequena Ruptura Distal. Nas plataformas com ruptura também existem dois subtipos: (B.1) Não-aureolada e (B.2) Aureolada. A plataforma carbonatada ilustrada na fotografia desta figura é, provavelmente, uma plataforma tipo rampa do subtipo monoclinal. Segundo alguns geocientistas, este tipo de plataforma parece ser mais frequente quando os processos de fabricação do carbonatos são de água fria. Quando os processos de fabricação de carbonato são associados a climas tropicais, normalmente, as plataformas carbonatadas são com ruptura aureoladas ou não ou elas correspondem a montículos de lama sem zona de ruptura bem marcada.

MDR(magnetismo)........................................................................................................................................................Deposition Remnant Magnetism

MDR (magnétisme) / MDR (magnetismo) / Deposition Remnant Magnetismus / 沉积剩磁 / Остаточный магнетизм отложений / Magnetismo di deposizione /

Magnetismo de deposição remanescente ou MDR, criado quando as partículas magnéticas são libertadas de uma rocha, transportadas e depositadas numa nova rocha, a uma temperatura abaixo do ponto de Curie, e que se orientam-se segundo o campo magnético no momento da sedimentação, o qual que é cerca de 1000 vezes mais fraco do que o magnetismo de uma lava, onde cada pequeno dipolo é, perfeitamente, alinhado com o campo aplicado.

Ver: «Estratigrafia Paleomgnética»

Megaciclo Eustático...............................................................................................................................................................................Eustatic Megacycle

Mégacycle eustatique / Megaciclo eustático / Megacycle eustatischen / 兆周海平面 / Эвстатический мегацикл / Megaciclo eustatico /

O termo megaciclo eustático é, neste glossário, substituído por ciclo eustático de 1a ordem, uma que ele não corresponde de maneira nenhuma a um grande ou enorme ciclo eustático como o prefixo “mega” sugere. Um ciclo eustático de 1a ordem é formado por um certo número de ciclos eustáticos de 2a ordem. Um ciclo eustático de 1a ordem tem uma duração superior a 50 My (milhões de anos), em geral, à volta de 240 My. Os ciclos eustáticos de 1a ordem (antigos megaciclos), são induzidos pelas variações do nível do mar associadas à ruptura e agregação dos supercontinentes (Pangeia, Rodínia ou Protopangeia, etc.).

Ver: « Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »
&
« Eustasia »

Figura 422 (Megaciclo Eustático) - Os ciclos eustáticos de 1a ordem estão relacionados com a actividade das placas tectónicas. O alto eustático do Paleozóico, com o nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual é, principalmente, controlado pela tectonicoeustasia (*), glacioeustasia, geoidaleustasia e dilatação térmica ou variação estérica (**) do nível do mar, era cerca de 200-250 metros mais alto do que actualmente, ocorreu à cerca de 500 Ma, quando a dispersão dos continentes do Paleozóico era máxima) continentes derivados da ruptura do supercontinente Rodínia. Igualmente, há cerca de 91,5 Ma, o alto eustático do Mesozóico - Cenozóico sublinha a dispersão máxima dos continentes derivados da ruptura do supercontinente Pangeia. Estas variações do nível do mar absoluto ou eustático foram induzidas pela variações do volume das bacias oceânicas induzidas pelas variações do volume das montanhas oceânicas associadas com as dorsais médias oceânicas e alastramento oceânico. Assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas, liquida sólida e gasosa, é constante desde a formação da Terra, isto é, desde à 4,5 Ga (hipótese que até hoje ninguém conseguiu refutar), se o volume das bacias oceânicas aumenta (subducção da crusta oceânica e das dorsais médias oceânicas ao longo da zonas de subducção de Benioff) o nível do mar eustático ou absoluto, globalmente, desce originando uma regressão marinha importante acompanhada de uma regressão sedimentar apreciável (deslocamento dos depósitos costeiros para o mar e para cima). Caso contrário, se o volume das bacias oceânicas diminui (formação de nova crusta e de novas dorsais médio oceânicas) o nível do mar eustático ou absoluto, globalmente, sobe causando um grande ingressão marinha que induz o depósito de uma série de regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Isto é muito importante, porque ao longo da história geológica, o volume das bacias oceânicas variou várias vezes. Partindo da formação de um supercontinente, quando toda, ou quase toda a crusta continental está aglutinada num pequeno número de placas litosféricas, o volume das bacias oceânicas é muito grande, uma vez que as montanhas oceânicas (dorsais oceânicas), se presentes, são pouco desenvolvidas. Com o tempo, a grande maioria delas desaparece, não só porque a crusta oceânica se torna fria e mais densa (menos volumosas), mas também porque uma grande parte se consumiu ao longo das zonas de subducção do tipo B (ou de Benioff). Com a ruptura de um supercontinente, os continentes individualizados dispersam-se devido ao alastramento oceânico e o volume das bacias oceânicas diminui, até ao máximo de dispersão, uma vez que as montanhas oceânicas, isto é, as dorsais, são cada vez mais numerosas e mais altas. Nesta figura estão ilustrados os dois megaciclos eustáticos que, actualmente, são denominados ciclo eustáticos de 1a ordem, que se desenvolveram durante o Fanerozóico. O mais antigo é o ciclo eustático de 1a ordem que induziu o depósito dos sedimentos que constituem o Paleozóico. Ele está associado com a ruptura do supercontinente Protopangéia (ou Rodínia) e com a evolução dos continentes que ela individualizou. O segundo megaciclo corresponde ao ciclo de 1a ordem associado à ruptura do supercontinente Pangeia que induziu os depósitos do Mesozóico / Cenozóico. Dentro de cada um destes ciclos reconhece-se uma fase transgressiva que corresponde a uma subida do nível do mar eustático, que inunda sobre continentes e uma fase regressiva que é caracterizada por uma descida do nível do mar eustático, a qual exuma uma parte significativa dos continentes. Os ciclos eustáticos de 1a ordem ou megaciclos eustáticos induzem o depósito dos ciclos estratigráficos de invasão continental, dentro dos quais uma fase transgressiva de geometria retrogradante e uma fase regressiva de geometria progradante se podem, facilmente, reconhecer.

(*) A tectonicoeustasia é controlada pelas variações de volume das bacias oceânicas, enquanto que a glacioeustasia é controlada pelas variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo. A geoidaleustasia é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre. A dilatação térmica dos oceanos (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta) ou elevação estérica do nível do mar pode ser um factor importante das variações do nível do mar absoluto.

(**) A dilatação térmica é o principal factor das mudanças estéricas (salinidade é um factor menor) do nível do mar, o que quer dizer que o aumento estérico do nível do mar é uma medida do conteúdo total de calor dos oceanos.

Megasequência......................................................................................................................................................................................................................Megasequence

Mégaséquence / Megasecuencia / Megasequenz / Megasequence (地层） / Мегасеквенция / Megasequence (stratigrafia) /

O termo megassequência é, neste glossário, substituído por ciclo estratigráfico de invasão continental, uma vez que ele não corresponde de maneira nenhuma a um grande ou enorme ciclo sequência como o prefixo “mega” sugere. Uma megassequência ou seja um ciclo estratigráfico de invasão continental é um intervalo sedimentar depositado durante ciclo eustático de 1a ordem.

Ver: « Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »
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« Ciclo Sequência »

Figura 423 (Megassequência) - Na estratigrafia sequencial cada ciclo eustático (ciclo das variações do nível do mar absoluto (*) ou do nível do mar relativo) induz um ciclo estratigráfico. Como há, basicamente, três ciclos eustáticos 1a, 2a e 3a ordem (os outros são ciclos de alta frequência e paraciclos), em função do tempo de duração (respectivamente, duração maior que 50 My, entre 3-5 e 50 My e entre 0,5 e 3-5 My), existem três ciclos estratigráficos principais associados : (i) Ciclos de Invasão Continental, induzidos pelos ciclos eustáticos de 1a ordem ; (ii) Subciclos de Invasão Continental, induzidos pelos ciclos eustáticos de 2a ordem e (iii) Ciclos Sequência, induzidos pelos ciclos eustáticos de 3a ordem. Os intervalos sedimentares depositados durante os ciclos eustáticos de alta frequência são, obviamente, considerados os ciclos estratigráficos de alta frequência. A antiga megassequência de P. Vail, corresponde ao ciclo estratigráfico de invasão continental. O tempo total de um ciclo estratigráfico corresponde bem ao tempo de duração do ciclo eustático equivalente, mas não ao tempo de deposição. O tempo total de deposição é muito inferior ao tempo total do ciclo eustático. Certos geocientistas disseram mesmo que a história da Geologia se assemelha a um queijo suíço tipo Emmental, que, por vezes, têm mais buracos do que queijo, o que quer dizer, que na Geologia, os períodos de calma, em que nada se passa, são muito mais longos que os períodos de actividade, quer ela seja sedimentar ou tectónica. Foi por isso que Sadler (1982) introduziu o conceito de “completude” que enfatiza a razão entre o tempo de deposição real e o tempo geológico total entre os limites do intervalo depositado e mostrou que o tempo de deposição é inversamente proporcional à taxa de sedimentação, ou seja, mais a taxa de sedimentação é alta é mais curto é período de deposição. Comparando a curva dos ciclos eustáticos de 1a ordem (curva longo termo lisa) com o mapa da dispersão dos continentes do Fanerozóico, é fácil constatar que os períodos de subida do nível do mar eustático ou absoluto (ingressão marinha importante) parecem correlacionar com a dispersão dos continentes, que seguiu a ruptura dos supercontinentes. Da mesma maneira, as descidas do nível do mar eustático correlacionam com os períodos de colisão e aglutinação dos continentes que formam os supercontinente. As descidas de 1a ordem do nível do mar eustático correspondem as épocas de formação dos supercontinentes: (i) Depressão do nível do mar eustático entre o Pérmico / Triásico, há cerca de 250 Ma ; (ii) Depressão do nível do mar eustático no Pré-Câmbrico, há cerca de 590 Ma e (iii) Depressão do nível do mar eustático no Proterozóico Inicial, há cerca de 2,2 Ga, que não está ilustrada nesta figura. Um ciclo de invasão continental (antiga megassequência dos geocientistas da EPR, “Exploration Production Research” da Exxon), que é limitado entre duas discordâncias associadas à formação dos supercontinentes, é formado por subciclos de invasão continental, os quais, por sua vez, são formados por ciclos sequência, que são os blocos de construção ou os tijolos da Estratigrafia Sequencial. A diferença de idade entre as discordância que limitam um ciclo sequência é, teoricamente, inferior a 5 My, uma vez que ele é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem. Por sua vez, um ciclo sequência é formado por paraciclos sequência, os quais, como o seu nome indica, são induzidos por paraciclos eustáticos, isto é, por subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas ou incrementos de uma ingressão marinha composta) sem descidas entre elas. Não esqueça que para haver deposição, tem que haver aumento do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) a montante do rebordo da bacia (à excepção dos cones submarinos) e que a deposição (ao nível de um ciclo sequência) se faz durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem entre as subidas relativas do nível do mar (paraciclos eustáticos), ou seja entre as ingressões marinhas. Como uma subida do nível do mar, em geral, se faz, por uma sucessão de pequenas subida, igualmente, uma ingressão marinha se faz, em geral, por uma sucessão de pequenas ingressões marinhas, sem descidas relativas do nível do mar entre elas.

(*) O nível do mar eustático ou absoluto é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, o qual é controlado pela glacioeustasia, tectonicoeustasia, geoidaleustasia e pela dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar. O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, o qual é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento).

Megassutura...........................................................................................................................................................................................................................................Megasuture

Mégasuture / Megasutura / Megasuture (Tektonik) / Megasuture（构造） / Мегастык / Megasutura (Tettonica) /

Região móvel da Terra (cadeias de montanhas dobradas e falhadas) que testemunha a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes. O termo megassutura foi utilizado pela primeira vez, em 1975, por A. Bally. Embora os regimes tectónicos compressivos associados com as zonas de subducção sejam predominantes na formação de uma megassutura, os regimes em extensão e a formação de bacias sedimentares desempenham, também, um papel importante.

Ver: « Subducção do Tipo-A (Ampferer) »
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« Supercontinente »
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« Cratão »

Figura 424 (Megassutura) - A megassutura do Cenozóico / Mesozóico, ilustrada nesta figura, é, como diz A. Bally (1980), o produto integrado de todos os processos de subducção que são contemporâneos do alastramento oceânico do Mesozóico / Cenozóico. A megassutura do Mesozóico / Cenozóico abrange as cinturas dobradas, assim como as bacias sedimentares que elas transportam (“piggyback basin” dos geocientistas americanos). A megassutura do Mesozóico / Cenozóico pode ser visualizada como um orógeno flutuador ou como sedimentos deformados e fragmentos da crusta terrestre que foram, mecanicamente, separados das suas raízes. Três megassuturas são normalmente consideradas: a) Megassutura do Pré-Câmbrico ; b) Megassutura do Paleozóico e c) Megassutura do Mesozóico / Cenozóico. Os limites mais importantes de uma megassutura são: (i) Zonas de subducção de tipo B (ou de Benioff), que coincidem com a subducção da litosfera oceânica ; (ii) Zonas de subducção de tipo A (ou de Ampferer) que são limites externos de continentes adjacentes a cinturas dobradas, onde uma certa quantidade de litosfera continental parece desaparecer, em profundidade, por um mecanismo parecido com a subducção ; (3) Limites dominados por uma tectónica de deslizamento (como, por exemplo, na Califórnia) ; (iv) Limites mal definidos por intrusões félsicas (*) (como na China, Mongolia e Sibéria). Uma megassutura pode ser considerada como uma sutura formada por uma colisão Continente / Continente (entre dois continentes) ou Continente / Arco Vulcânico (entre um continente e um arco vulcânico, criado por uma zona de subducção do tipo B) com uma mobilização, mais ou menos, importante do substrato granito metamórfico. A megassutura do Mesozóico / Cenozóica aqui ilustrada, engloba todos os corpos geológicos associados aos fenómenos de subducção (tipo A e B) que ocorreram desde o Pérmico / Triásico até hoje. Ela representa a resposta ao alastramento oceânico que acompanhou a dispersão (causa ou efeito) dos continentes formados pela ruptura do supercontinente Pangeia. A megassutura do Mesozóico / Cenozóico engloba todos os produtos da actividade orogénica e ígnea posteriores à ruptura do supercontinente Pangeia e bacias sedimentares associadas, em particular as bacias epissuturais e cadeias de montanhas. Como se pode constatar no mapa da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, ilustrado nesta figura, actualmente, a megassutura do Paleozóico consiste, exclusivamente, de crusta continental e de zonas de subducção de tipo A (Ampferer). Esta ausência de crusta oceânica do Paleozóico é explicada por um mecanismo de subducção de tipo B (Benioff) muito intenso que teriam consumido quase toda a crusta oceânica dessa idade. Igualmente, a zona orogénica que constitui a megassutura do Pré-Câmbrico não mostra, também, evidência de crusta oceânica do Arqueozóico. Bally utilizou o conceito de megassutura para classificar os diferentes domínios da subsidência. Assim, ele dividiu as bacias sedimentares em dois grandes grupos: (i) Bacias associadas à formação de nova crusta continental (cratónicas, tipo rifte e margens continentais do tipo Atlântico e do tipo não Atlântico) e (ii) Bacias associadas à formação das megassuturas, nas quais ele considerou duas famílias: (a) Bacias Perissuturais, quer isto dizer, formadas na periferia da megassutura (bacia de antearco, bacia de antepaís, etc.) e (b) Bacias Epissuturais, isto é, as bacias formadas dentro da megassutura (bacia interna ao arco, bacia panónica, bacia mediterrânea, cadeia de montanhas, etc.). O conceito de megassutura é baseado nos princípios básicos da Tectónica das Placas, os quais se podem resumir: 1) A camada externa e rígida da Terra, é um mosaico de placas tectónicas que se deslocam umas em relação às outras ; 2) As placas nascem ao nível das dorsais médias oceânicas e flutuam sobre a astenosfera ; 3) As placas afastam-se sem deformar.; 4) A nova crosta oceânica afasta-se, continuamente, do eixo das dorsais médio oceânicas e ao aproximar-se dos continentes, ela é destruídas ao longo das zonas de subducção de tipo B ; 5) Os continentes são, geralmente, considerados como objectos passivos veiculados pelo alastramento do fundo oceânico ; 6) Os continentes ou blocos da crusta continental podem colidir e criar continentes de grandes dimensões ; 7) Os limites das placas são constituídos por dorsais, zonas de subducção e falhas transformantes ; 8) A energia interna do globo dissipa-se nos limites das placa ; 9) Os movimentos relativos das placas são regidos pelas leis matemáticas da cinemática sobre uma esfera.

(*) Engloba minerais silicicatados, magmas e rochas ricos em elementos leves como o silício, oxigénio, alumínio de potássio. O termo félsico é uma combinação das palavras feldspato e sílica.