Mesotema...............................................................................................................................................................................................................................................................Mesothem

Mésothème / Mesotema / Mesothem (Stratigraphie) / Mesothem （地层） / Мезотема / Mesotema /

Unidade estratigráfica, com uma duração significativa, que corresponde a um ciclo de deposição. Na plataforma continental, um mesotema é, normalmente, limitado, em baixo e em cima, por discordâncias, mas os seus limites são definidos por pontos típicos na base das cronozonas dos sedimentos depositados em continuidade na bacia. Um mesotema é composto por vários ciclotemas. Um conjunto de mesotemas forma um sintema. Na estratigrafia sequencial, um mesotema corresponde, mais ou menos, a um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência.

Ver: « Ciclotema »
&
« Ciclo Sequência »
&
« Cronozona »

Figura 425 (Mesotema) - O termo ciclotema foi proposto por Weller (1958) para definir uma série de camadas depositadas durante um ciclo sedimentar de transgressões / regressões, ou seja, transgressões sedimentares (conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes, quer isto dizer, de subidas do nível do mar relativo em aceleração, e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas) e regressões sedimentares (ingressões marinhas, cada vez mais pequenas, quer isto dizer, de subidas do nível do mar em desaceleração e de regressões sedimentares cada vez mais importantes), como as camadas de carvão do Pensilvaniano associadas às plataformas instáveis ou às bacias cratónicas, onde as transgressões sedimentares e regressões sedimentares alternaram. Os ciclotemas do Pensilvaniano depositaram-se devido a uma topografia, extremamente, plana das bacias cratónicas, várias vezes cobertas pelo mar, razão pela qual elas nunca foram cobertas por gelo. Desde o advento da estratigrafia sequencial os termos sintema, mesotema e ciclotema são pouco utilizados. Eles estão associados ao método biostratigráfico, isto é, a um conjunto de processos geológicos, que promove e facilita a integração multidisciplinar dos dados paleontológicos, geológicos e geofísicos e que conduz a um padrão funcional de correlações. A base deste método biostratigráfico é o reconhecimento de uma unidade estratigráfica chamada "Biotema", que não é outra coisa que um corpo sedimentar: (i) Limitado a montante, isto é, próximo da linha da costa, por discordâncias, que podem ser reconhecidas por fósseis (contudo uma discordância só se pode datar em água profunda onde o hiato é mínimo) ; (ii) Conforme com os biotemas sobrejacente e subjacentes no seu máximo desenvolvimento, que, idealmente, é na plataforma ; (iii) Quando aplicável, conforme ou limitado por superfícies de sem deposição e / ou de erosão submarina (a jusante do rebordo da bacia) ou equivalente afamado (depositado em condições de fraca taxa de sedimentação) e (iv) Caracterizado por uma sucessão coerente de depósitos de fácies (termo utilizado por Gressly, em 1838, para exprimir uma litologia e fauna associada, o qual actualmente, perdeu muito de seu significado original, uma vez que certos geocientistas, particularmente os geocientistas americanos o usam para exprimir a forma, aspecto e condições de depósito, isto é, praticamente, como sinónimo de ambiente sedimentar). Os biotemas são unidades práticas com definições e graus de refinamento dependentes, unicamente, da qualidade e disponibilidade dos controlos biostratigráficos. Idealmente, cada biotema, e, em particular, os mesotemas e ciclotemas são interpretados como tendo sido depositados em relação e, provavelmente, equivalentes a um ciclo de transgressões sedimentares / regressões sedimentares. Os biotemas representam hierarquias estratigráficas conceptuais. Num hierarquia decrescente, em geral, consideram-se três tipos de biotemas: (a) Sintemas, quer isto dizer, um conjunto de entidades interactivas e interdependentes, reais ou abstractas, que formam um todo ; (b) Mesotemas, isto é, uma unidade estratigráfica, com uma duração / tempo significativa, que corresponde a um ciclo de deposição (na plataforma continental, um mesotema é, normalmente, limitado, em baixo e em cima, por discordâncias, mas os seus limites são definidos por pontos típicos na base das cronozonas dos sedimentos depositados em continuidade na bacia) e (c) Ciclotemas, ou seja, unidades litostratigráficas informais equivalente a uma formação geológica. Pode dizer-se que existem duas hipóteses concorrentes para explicar os ciclos estratigráficos induzidos por ciclos eustáticos de alta frequência (4a ordem ou superior), que muitas vezes formam os ciclotemas, nos quais o tempo de deposição de cada horizonte rochoso, raramente, ultrapassa 1 My. A primeira hipótese é baseada na glacioeustasia: os glaciares são capazes de causar mudanças rápidas no nível do mar que podem ser reconhecidas no registro das rochas e certos geocientistas pensam mesmo que muitos dos depósitos de carvão do Carbonífero foram induzidos pelo espessamento e adelgaçamento dos glaciares ao longo de alguns milhões de anos. Outros geocientistas propuseram o efeito de pêndulo (deslocamento lateral dos lóbulos deltaicos), utilizando o moderno delta do Mississippi como análogo: um curso de água carrega os sedimentos para o golfo e deposita um lóbulo deltaico que, localmente, diminuiu a acomodação obrigando a corrente a procurar outro lugar para desaguar. Desde que o influxo de areia e silte é desviado do lóbulo, uma ingressão marinha, local, desenvolve-se por cima do lóbulo já depositado, e as eventuais plantas terrestres aí presentes, serão enterradas e podem, mais tarde, quando coberta por um outro lóbulos transformar-se em carvão. O novo canal da corrente transportará os sedimentos terrestres para formar um novo lóbulo deltaico, iniciando um novo ciclo de deslocamento (efeito de pêndulo).

Meta-argilito...................................................................................................................................................................................................................................Meta-argillite

Métargillite / Metarcillita / Meta-Argillit / 变粘土质的 / Мета-аргиллит / Metargillito /

Argilito que foi enterrado, suficientemente, para atingir a zona de anquimetamorfismo, isto é, o primeiro grau de metamorfismo, o qual se manifesta, muitas vezes, por uma recristalização da ilite.

Ver: « Shale »
&
« Abissal »
&
« Ambiente de Deposição »

Figura 426 (Meta-argilito) - À medida que um argilito é fossilizado e enterrado pelos depósitos sedimentares sobrejacentes, o aumento da pressão e temperatura começa, pouco a pouco, a modificá-lo até que ele se transforme num xisto metamórfico. Ao longo de um tal enterramento, o argilito passa, sucessivamente, por três zonas bem conhecidas dos geocientistas: (i) Diagénese, que engloba todas as mudanças físicas, químicas e biológicas sofridas pelos sedimentos desde o momento de deposição até a sua conversação em rochas sólidas e, subsequentemente, até ao início do metamorfismo ; (ii) Catagénese, que é o processo em que, com o aumento da pressão o cerogénio (substância intermediária entre o material orgânico e combustíveis fósseis) se altera e a maioria do petróleo é formado ; (iii) Metagénese, que representa a fase final da evolução de um cerogénio e que é a fase de formação a seco de gás (metano) por craqueamento (“cracking”) do petróleo. O conjunto do sector inferior da zona de catagénese e a parte superior da zona de metagénese forma o domínio anquimetamórfico, ou seja, o domínio em que as rochas ainda não são, verdadeiramente, rochas metamórficas, mas a matéria orgânica que elas tinham já foi, totalmente, transformada, uma vez que o índice de reflectância da vitrinite (*) é superior a 1,2. O estudo da reflectância da vitrinite permite reconstituir a história de temperatura das bacias sedimentares. Inicialmente utilizado para diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão, actualmente, a reflectância da vitrinite é muito utilizada na pesquisa petrolífera para determinar o grau de maturação da matéria orgânica das rochas-mãe (entre temperaturas de 60o a 120o C). Assim, na fase de diagénese, a reflectância da vitrinite (% Ro) é inferior < 0,6, o que quer dizer, que a matéria orgânica está imatura. Na fase de catagénese, na qual a matéria orgânica é madura, três possibilidades podem ser consideradas: (i) se % Ro varia entre 0,60-1,00, a matéria orgânica está na janela do petróleo ; (ii) se %Ro varia entre 1,00-1,35, a matéria orgânica está na janela regressiva ; (iii) se % Ro varia entre 1,35-2,00, a matéria orgânica está na janela de gás húmido. Na fase de metagénese, a matéria orgânica é sobremadura, a % Ro é superior a 2, o que quer dizer que a matéria orgânica está na janela do gás seco. Geralmente, o limite superior da geração do petróleo é correlacionado com uma reflectância da vitrinite de 0,5 a 0,6% e o limite inferior com uma reflectância de 0,86 a 1,1 %. A combinação da cristalinidade da ilite (mineral argiloso resultante da alteração da ortoclase) e a reflectância da vitrinite (um dos componente principais dos carvões e de muitos cerogénios sedimentares) pode ser utilizada como um geotermómetro e, indirectamente, como um meio de determinar o enterramento máximo de um intervalo sedimentar. A história que se seguem mostra como estes geotermómetros foram e são úteis, na pesquisa petrolífera. Nos anos 60, a primeira grande questão da pesquisa petrolífera do onshore da bacia geográfica do Kwanza (Angola), era de saber qual era a verdadeira rocha-mãe do petróleo descoberto nos poços de Quenguela Norte, mas também do petróleo descoberto no onshore de Cabinda (bacia geográfica do Congo), uma vez que as rochas ricas em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais) estão, actualmente, insuficientemente, enterradas. A primeira hipótese foi a de admitir que os argilitos do substrato (argilitos da formação Karoo) eram as verdadeiras rochas-mãe. Todavia, as análises feitas por Bernard Kubler da Universidade de Neuchâtel (Suíça) mostravam, segundo ele, que os argilitos do Karoo eram na realidade meta-argilitos, e que o anquimetamorfismo era anterior ao depósito dos sedimentos da bacia geográfica do Kwanza, o que excluía, imediatamente, a hipótese do petróleo ter sido gerado por tais rochas. O mesmo B. Kubler ao analisar as rochas ricas em matéria da bacia geográfica do Kwanza e de Cabinda verificou que o índice de reflectância da vitrinite era superior ao do enterramento actual, o que o levou a avançar a conjectura de que as rochas-mães tinham sido levantas mais de 1 000 metros, o que, mais tarde, foi corroborado por diversos métodos e é perfeitamente visível nas sísmicas modernas.

(*) O estudo da reflectância (proporção entre o fluxo de radiação electromagnética incidente numa superfície e o fluxo que é refletido é, frequentemente a reflectância é apresentada sob a forma de percentagem) da vitrinite é um método chave para obter a história de temperatura das bacias sedimentares. Este método foi estudado primeiramente por exploradores de carvão que tentavam diagnosticar a maturidade térmica das camadas de carvão. Mais recentemente, sua utilização como ferramenta de estudo da transformação do cerogénio em hidrocarbonetos é muito utilizada explorada. O principal atrativo do método para esta aplicação é sua sensibilidade a faixas de temperatura que correspondem àquelas da geração de hidrocarbonetos (60^o a 120^o C). Assim, utilizando-se uma calibração apropriada, a reflectância da vitrinite pode ser utilizada como um indicador da maturidade em rochas-mãe de hidrocarbonetos. Geralmente o início da geração de óleo é correlacionado com uma reflectância de 0,5 a 0,6% e o término da geração de óleo com uma reflectância de 0,86 a 1,1 %. (https://pt.wikipedia.org/wiki/Vitrinita)

Meteorização (intemperismo).................................................................................................................................................................................Weathering

Météorisation (géologie) / Meteorización / Verwitterung / 風化作用 / Выветривание / Meteorizzazione, Degradazione meteorica /

Processo natural de decomposição ou desintegração das rochas e solo e seus minerais constituintes, por acção dos efeitos químicos, físicos e biológicos que resultam da sua exposição aos agentes externos.

Ver: «Sistema Rochoso»

Microcontinente.........................................................................................................................................................................................................Microcontinent

Microcontinent / Microcontinente / Mikrokontinent / 微大陆 / Микроконтинент / Microcontinente /

Fragmento da crusta continental, isolado e mais pequeno que um continente.

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

Figura 427 (Microcontinente) - Frequentemente, para respeitar os registos geológicos nas reconstituições paleogeográficas, os geocientistas são obrigados a considerar microcontinentes, quer isto dizer, porções da crusta continental que são maiores do que ilhas, mas mais pequenas do que continentes. O microcontinente de Briançon (região sul da França), por exemplo, é um pedaço de crusta continental dos mantos Pénnicos, que segundo certas reconstruções paleogeográficas, parece ser parte de um outro microcontinente chamado Ibéria, o qual compreendia não só a Península Ibérica, mas também a Córsega, Sardenha e as Ilhas Baleares. Um microcontinente muito conhecido dos geocientistas é a Apúlia, o qual está ilustrado neste bloco diagrama, e que faz parte do enigma dos elementos geológicos, que, há cerca de 150 Ma, formavam o limite entre a Europa, América do Norte e África. A geologia dos Alpes orientais é complexa, devido à existência de vários domínios oceânicos e microcontinentes (também denominados microplacas), que se individualizaram entre a África e Europa. Esta complexidade é exagerada pelas relações entre o encurtamento sedimentar e os movimentos laterais de deslocamento, que dificultam um arranjo coerente das placas litosféricas da região. É por isso, que certos geocientistas dividiram a orogenia Alpina em diferentes unidades tectónicas que reflectem, sobretudo, a paleogeografia do Mesozóico e do Paleocénico. Na sua forma mais simples, como ilustrado acima, as placas tectónicas (litosféricas) envolvidas nesta orogenia são : (i) A placa europeia (Europa) ; (ii) A placa oceânica associada ao Mar de Tétis (*); (iii) O microcontinente Apúlia e (iv) O oceano Meliata (oceano hipotético inferido da presença de pequenas lâminas tectónicas ao longo da ALCAPA (ALpes orientais, CArpátos ocidentais e a zona PAnónica do NO da Hungria). Pode dizer-se, que numa primeira fase, o supercontinente Pangeia fracturou-se e induziu a formação do mar de Tétis e do oceano Atlântico central, entre a Europa, ainda associada a América, e a África. Depois o microcontinente Ibéria separou-se da Europa criando um estreito mar, o chamado Mar do Valais. Mais tarde, o microcontinente Apúlia, que corresponde, actualmente, ao mar Adriático e à metade Este da Itália, individualizou-se do continente africano. O Mar Negro, Cáspio e Aral são considerados como os seus restos crustais (embora o Mar Negro possa na verdade ser um remanescente do antigo Oceano Paleotétis) da parte Oeste do Oceano Tétis (chamada igualmente Mar de Tétis, Oceano Oeste Tétis ou mesmo Oceano Alpino Tétis). Todavia, o mar de Tétis não era simplesmente mar aberto. Ele cobria pequenas placas litosféricas, arcos insulares e microcontinentes. Pequenas bacias oceânicas, como o Mar de Valais, de Piemonte / Liguria e Meliata, estavam separadas umas das outras por terrenos continentais das placas de Alboran, Ibérica e Apúlia. Um outro microcontinente muito conhecidos dos geocientistas é o Avalónia, que é um microcontinente do Paleozóico que se formou a partir de uma arco vulcânico na margem norte do pequeno supercontinente Gondwana e que desempenhou um papel muito importante na evolução do Mar de Reia e que hoje faz parte da Nova Inglaterra, Nova Escócia e Acadia. Efectivamente, no início do Ordovícico Médio, a ruptura do pequeno supercontinente Gondwana obrigou o microcontinente Avalónia 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) abrindo atrás o Mar de Reia. No fim do Ordovícico, quando o continente Báltica e continente Laurência colidiram, para formar o pequeno supercontinente Euroamerica (Laurasia), o oceano de Reia já tinha aumentado muito, devido ao alastramento oceânico, substituiu o Mar de Japeto, que nessa altura não era outra coisa que um simples canal estreito entre o microcontinente Avalónia e o continente Laurência.

(*) Mar, entre o NE do pequeno supercontinente Gondwana e SE do pequeno supercontinente 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 o 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).

(**) 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).

Migração Polar (vagabundagem polar).................................................................Polar Wandering, Poles' Migration

Migration polaire (errance polaire)/ Migración de los polos / Polar Wandern / 极地游荡 / Движение полюсов / Vagando polar /

Deslocamento dos pólos da Terra invocado para explicar as glaciações da orogenia dos Apalaches (América do Norte, África do Sul, Austrália e Índia). Vários geocientistas admitiram que quando estas regiões estiveram aglutinadas (continente Gondwana), o Polo Sul se localizava no oceano Pacífico, não longe das ilhas Hawai. Kreichgauer (1950), para explicar a grande cobertura de gelo entre a América do Norte e Norte da Europa, admitiu que no início do Cenozóico, o Polo Norte se deslocou para o Alasca e depois para o Sul da Groenlândia e que o clima suave do Quaternário é devido ao deslocamento do Polo Norte do Sul da Groenlândia para a sua posição actual. Note que excepto para os movimentos de pequeno período (vacilação dos eixos), são os continentes e não os polos que se deslocam.

Ver: « Supercontinente »
&
« Gondwana »
&
« Baltica »

Figura 428 (Migração Polar) - Antes de mais é preciso não esquecer que existem duas migrações ou derivas polares: (i) Migração polar verdadeira e (ii) Migração polar aparente (APW “Apparent Polar Wander”, em inglês). A migração polar verdadeira é o movimento da Terra em relação ao seu eixo de rotação afim de re-alinhar o eixo maior do momento de inércia com o eixo de rotação. Numa situação estável, o maior eixo do momento de inércia (*) está alinhado com o eixo de rotação, com os dois pequenos eixos no plano do equador. Numa situação não estável há deriva polar verdadeira. O desvio polar aparente é o movimento dos pólos paleomagnéticos da Terra (que não estão fixos) em relação a um continente, considerando o continente com uma posição fixa. A migração polar aparente é, frequentemente, apresentada em mapas de latitude / longitude actuais, como a trajectória das diferentes localizações dos pólos geomagnéticos, determinada em tempos distintos, utilizando técnicas paleomagnéticos. O campo magnético terrestre pode ser representado por um dipolo centrado cujo eixo está inclinado mais ou menos 11,7° em relação ao eixo de rotação da Terra. Os eixos do dipolo interceptam a superfície da Terra nas seguintes coordenadas antípodas: 79,3° N ; 288,6° E e 79,3° S; 108,6° E. Estes pólos são chamados de pólos geomagnéticos (pontos de intersecção da linha que passa pelo centro da Terra, ao longo do eixo do dipolo). Como os pólos magnéticos (pontos da superfície da Terra onde o campo magnético é vertical) são, relativamente, estacionários ao longo do tempo, os geocientistas usam, muitas vezes, minerais magnéticos a fim de encontrar a latitude a que o continente estava em relação aos pólos magnéticos da época. Como os continentes se deslocaram em relação aos pólos magnéticos, pode-se imaginar que os continentes que estiveram sempre fixos e que foram os pólos magnético que se deslocaram. Com dados suficientes, é possível reconstruir o movimento dos continentes, relativamente, aos pólos magnéticos. O desvio polar aparente não é outra coisa que a trajectória que o pólo magnético teria feito em relação aos continentes. Na realidade, desde há muito tempo que os geocientistas constataram que as direcções de magnetização de muitas rochas não correspondiam à presente direcção do campo magnético terrestre. Esta figura mostra as diferentes posições do Pólo Norte desde o Paleozóico Inicial até ao hoje (migração polar aparente). Durante o Paleozóico Inicial, ele estava localizado no oceano Pacífico. No Carbonífero, ele estava localizado perto do equador, enquanto que durante o Jurássico, ele estava, mais ou menos, à latitude de Vancôver (Canadá). Na idade pré-glaciar, o Pólo Norte estava localizado no Alasca. Todavia, durante as idades glaciárias ele estava situado entre a Gronelândia e a ilha de Baffin (Canadá). Se os continentes tivessem tido posições fixas, poderia supor-se que os trajectos do pólo magnético sobre a superfície da Terra era um fenómeno global, independente da localização do observador. Todavia, como as curvas de migração dos pólos para os diferentes continentes não concordam umas com as outras, isto tornou-se uma das primeiras evidências da dispersão e deslocamento dos continentes. Como as curvas de migração dos pólos convergem para a presente localização, é possível determinar o movimento relativo dos diferentes blocos continentais durante os diferentes intervalos do tempo geológico. Pode dizer-se que, o movimento relativo dos pólos pode ser devido à migração polar verdadeira ou à derivada dos continentes (ou uma combinação de dois). Dados de todo o mundo são necessários para isolar ou distinguir entre estas duas possibilidades. Todavia, na Terra, como os pólos magnéticos, raramente, se afastam dos pólos geográficos, o conceito de movimento polar aparente é muito útil na tectónica de placas, uma vez que pode retraçar o movimento relativo dos continentes, assim como a formação e a ruptura dos supercontinentes. Não esqueça que a grande maioria dos geocientistas em vez representarem a posição dos continentes através do tempo utilizando os pólos paleomagnéticos para as reconstruções paleogeográficas, utilizam as curvas de deriva polar aparente, a qual pode ser determinada mais facilmente. Em conclusão: não são os pólos que se deslocam, mas os continentes.

(*) O momento de inércia ou momento de inércia de massa, exprime o grau de dificuldade em se alterar o estado de movimento de um corpo em rotação (https://pt.wikipedia.org/wiki/Momento_de_inércia). Ao contrário da massa inercial, o momento de inércia ou tensor de inércia também depende da distribuição da massa em torno de um eixo de rotação escolhido arbitrariamente. Quanto maior for o momento de inércia de um corpo, mais difícil será fazê-lo girar ou alterar sua rotação.

Modelo de Depósito (areia-argila).................................................................................................................................Depositional Model

Modèle de dépôt (sable-argile) / Modelo de depósito (arena-arcilla) / Deposit Model (Sand-Ton) / 矿床模型（沙粘土）/ Депозит Модель (песчано-глинистые) / Deposito Model (sabbia-argilla) /

No modelo de deposição (areia / argila), proposto por P. Vail (1977), são assumidas as conjecturas seguintes: (1) A eustasia é o factor principal que controla a ciclicidade dos depósitos sedimentares ; (2) Os intervalos sedimentares têm uma grande integralidade ; (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, quer isto dizer, que à escala geológica, os processos de deposição são instantâneos e catastróficos.

Ver: « Modelo de Deposição (carbonatos) »
&
« Deposição (clásticos) »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 429 (Modelo de Deposição, areia-argila) - Numa linha sísmica, um ciclo sequência (ciclo estratigráfico) é uma sucessão genética de reflexões, limitadas por discordâncias (ou pela suas paraconformidades correlativas em água profunda), induzidas pelos estratos depositados durante um ciclo eustático de 3a ordem, quer isto dizer, que o ciclo eustático, limitado entre duas descidas do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que 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, que é o nível do mar global referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) consecutivas, tem uma duração entre 0,5 e 3-5 My. Neste modelo (areia-argila), P. Vail e os seus colegas da EPR (“Exploration Production Research” da Exxon) assumiram: (i) Uma determinada curva eustática (*) (construída a partir das variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) Uma subsidência do rebordo continental aumentando, regularmente, e de maneira linear ; (iii) Um acarreio sedimentar constante (enfatizado pela área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas) ; (iv) Uma erosão negligenciável e (v) Uma diferença de tempo entre cada linha cronostratigráfica de 100 My ou, por outras palavras, que cada paraciclo eustático tem uma duração de 100 My (um paraciclo eustático é uma subida do nível do mar relativo, que é seguida, depois de um período de estabilidade do nível do mar relativo, por uma outra subida sem nenhuma descida do nível do mar relativo entre elas). Neste modelo reconhecem-se três ciclos sequência limitados por duas superfícies de erosão, isto é, por duas discordâncias. O ciclo sequência mais antigo, que engloba os intervalos de 1 a 5, é incompleto, assim como o mais recente (22 a 29). O ciclo sequência intermediário (6 a 21) está completo, isto é, os dois grupos de cortejos sedimentares que formam, normalmente, um ciclo sequência estão representados: (A) Grupo de cortejos de nível alto (CNA) e (B) Grupo de cortejo de nível baixo (CNB). Durante o grupo de cortejos de nível alto (CNA), o nível do mar é mais alto do que o rebordo da bacia, enquanto que durante o grupo de cortejos de nível baixo, nível do mar estava mais baixo do que o rebordo da bacia. Por outras palavras, durante os cortejos de nível baixo (CNB), a bacia não tem plataforma continental, enquanto que durante os cortejos de nível alto (CNA), a bacia tem uma plataforma continental, excepto na parte final (2a fase de desenvolvimento do subgrupo de cortejos de nível alto denominado prisma de nível alto. PNA). No grupo de cortejos de nível alto, de baixo para cima reconhecem-se dois subgrupos: (a) Intervalo Transgressivo (IT), colorido em verde, e (b) Prisma de Nível Alto (PNA), colorido em laranja. O primeiro tem uma geometria retrogradante, enquanto que o segundo tem uma geometria progradante. O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é formado por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: (a) Cones Submarinos de Bacia (CSB), coloridos em amarelo ; (b) Cones Submarinos de Talude (CST), coloridos em bege e (c) Prisma de Nível Baixo (PNB), colorido em violeta. As discordância, que limitam os ciclos sequência reconhecem-se, relativamente, bem perto do rebordo continental, pelas superfícies sísmicas definidas pelas terminações dos reflectores: (1) Biséis de agradação e (2) Biséis somitais ou superiores, quer eles sejam por truncatura ou por sem deposição. Em água profunda, onde a erosão é negligenciável as discordâncias passam a jusante a paraconformidades correlativas. Como sugerido neste modelo geológico, excepto para os cones submarinos que se depositam durante as descidas significativas do nível do mar relativo, todos os outros subgrupos de cortejos sedimentares grupos de cortejos sedimentares requerem uma subida do nível do mar relativo (ingressão mar) para criar espaço disponível para os sedimentos, ou seja, acomodação, para que os sedimentos se depositem durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha. Isto quer dizer, que, globalmente, a linha da costa se desloca para o continente durante as ingressões marinhas, sem haver deposição, para depois se deslocar para mar à medida que os sedimentos se depositam.

(*) Principalmente controlada glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo), tectonicoeustasia (variações de volume das bacias oceânicas função do alastramento oceânico), geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e pela dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Modelo de Depósito (calcários).............................................................................................................................................Depositional Model

Modèle de dépôt (calcaires) / Modelo de depósito (piedra caliza) / Deposit Model (Kalkstein) / 矿床模型（石灰石）/ Депозит Модель (известняк) / Deposito Model (calcare) /

Na estratigrafia sequencial, dois modelos de deposição foram propostos por Vail (1977), um para os clásticos e outro para os carbonatos. Assumindo, para o modelo clástico, um acarreio sedimentar constante e, para o modelo carbonatado, uma produção de carbonato de 7,0 cm/ky (produtividade máxima entre 3-10 m de profundidade de água) e todos os outros parâmetros iguais (eustasia, subsidência, etc.), a geometria dos ciclos sequência reconhecidos em cada modelo é muito diferente como se pode constatar nas linhas sísmicas e sobre o terreno.

Ver: « Modelo de Deposição (areia-argila) »
&
« Ambiente de Deposição »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 430 (Modelo de Deposição, carbonatos) - Nesta figura estão ilustrados os dois modelos matemáticos utilizados para explicar uma grande parte dos depósitos clásticos e carbonatados. As escalas verticais e horizontais são métricas, mas muito diferentes diferentes. No modelo para clásticos: (i) O exagero vertical é cerca de 200 vezes ; (ii) Cada linha corresponde a uma superfície cronostratigráfica ; (iii) O espaçamento entre as linhas cronostratigráficas é de 100 k anos e (iv) O acarreio sedimentar é constante, o que quer dizer que a área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas é a mesma. O modelo para carbonatos foi construído com a mesma curva do nível do mar absoluto ou eustático que o modelo para clásticos. Unicamente o acarreio sedimentar foi substituído por uma curva de produção de carbonato (*) (7,0 cm/ky), o que quer dizer, que ao contrário do que sucede no modelo para clásticos, a área entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas não é constante. Como se pode constatar, a geometria global dos dois modelos é muito diferente. No modelo para clásticos há depósitos acima do nível do mar, o que não pode acontecer no modelo para carbonatos, uma vez que a produtividade de carbonato varia, basicamente, entre 3 e 10 metros de profundidade de água. Por outro lado, o grupo de cortejos de baixo nível (CNB) e, em particular, os subgrupos de cortejos formados por cones submarinos de bacia e de talude, são muito menos desenvolvidos no modelo para carbonatos. Todavia, as terminações das linhas cronostratigráficas são as mesmas, o que implica que em ambos os modelos se reconhecem o mesmo número de ciclos sequência, uma vez que os ciclos sequência são induzidos pelas curva das variações do nível do mar relativo, que é a mesma em ambos os modelos, e não pela natureza dos sedimentos. Reconhecem-se três ciclos sequência, dos quais, unicamente, o intermediário o está completo (ver, igualmente, a figura 429). O ciclo mais antigo, colorido em laranja, e o mais recente, colorido em violeta, são incompletos. No ciclo mais antigo depositaram-se, unicamente, os cortejos sedimentares que formam o subgrupo de cortejos denominado prisma de nível baixo (PNB), enquanto que no ciclos sequência mais recente o prisma de nível alto está ausente, assim como os subgrupos inferiores do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), ou seja os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST). Todavia, a geometria do ciclo sequência mais recente, o qual é, unicamente, formado pelo prisma de nível baixo (PNB) e pelo intervalo transgressivo (IT), é muito diferente nos dois modelos. No modelo clástico (areia e argilas), as subidas do nível do mar relativo, em aceleração (ingressões marinhas cada vez mais importantes), deslocam a linha da costa, a qual, durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, se desloca para o mar à medida que a sedimentos se depositam (paraciclo sequência). Todavia, a linha da costa não atinge a posição que ela tinha antes da ingressão marinha. Com as ingressões marinhas sucessivas, a plataforma continental que aumenta progressivamente, enquanto que, globalmente, a linha da costa se desloca para o continente individualizando-se do rebordo continental (prisma de nível baixo). No modelo carbonatado as sucessivas subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas cada vez mais importantes) contribuem sobretudo as construções recifais que se desenvolvem, praticamente, à vertical do rebordo continental do prisma de nível baixo, o que quer dizer que se forma uma plataforma com uma lâmina de água, relativamente, grande, mas que é orlada por construções orgânicas (recifes). 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).

(*)  Produção de carbonatos em função da profundidade de água. A penetração (intensidade) da luz do Sol num meio aquático (mar ou lago, por exemplo) diminui, de maneira exponencial, quando a lâmina de água aumenta. A curva de produção de matéria orgânica, numa bacia carbonatada, pode ser correlacionada com a intensidade da luz solar por uma função hiperbólica. A curva de produção de carbonato tem um pico na zona de saturação de luz, perto do nível do mar, onde a luz não é um factor limite da produção. O pico de produção é seguido, em profundidade, por uma rápida diminuição da produção.

Momento Angular (momento cinético).................................................................................................................Angular Momentum

Moment angulaire / Momento angular / Drehimpuls / 角动量 / Угловой момент / Momento angolare /

Quantidade física vectorial que caracteriza o estado de rotação dos corpos nas das três mecânicas (clássica, quântica e relativista). No Sistema Internacional de Unidades, o momento mede-se em a kgm²/s. O momento angular permanece constante, sob certas condições, ao longo do tempo, à medida que o sistema evolui. Isto levou a uma lei de conservação conhecida como a lei da conservação do momento angular.

Ver: «Osculação»

Monte Submarino de Darwin....................................................................................................................................Darwin seamount

Mont sous-marin de Darwin / Monte submarino de Darwin / Darwin Seeberg / 海底山 / Подводная гора Дарвина / Monte sottomarino di Darwin /

Monte submarino reconhecido nas linhas sísmicas do Oceano Atlântico Norte e corroborado pelos resultados do DSDP 163/1 que indicaram uma fácies vulcânica, mais subaéreo do que de água pouco profunda. As terminações e geometria dos reflectores sísmicos associados com esta anomalia sugerem, fortemente, que os reflectores foram induzidos por escoamentos de lavas. O material vulcânico só se pode escoar num ambiente continental ou subaéreo, onde os períodos de imersão alternam com os períodos de exumação.

Ver: « Expansão Oceânica »
&
« SDR »
&
« Planície Abissal »

Figura 431 (Monte Submarino de Darwin) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do Oceano Atlântico Norte, a grande anomalia sedimentar visível na parte Oeste foi interpretada desde sempre como um monte submarino (*). Ela é conhecida de todos os geocientistas ingleses como o Monte Submarino de Darwin. Os resultados do DSDP (**)163/1 corroboraram uma litologia vulcânica, mais subaérea do que de água pouco profunda. As terminações e geometria dos reflectores sísmicos associados com esta anomalia sugerem, fortemente, que os reflectores foram induzido por escoamentos de lavas (um derrame é, em geral, condicionado pela topografia e pela a velocidade, a qual depende da fluidez da lava função da composição química e temperatura do magma e da presença ou não de obstáculos ao escoamento. Na realidade, o material vulcânico só se pode escoar num ambiente continental ou subaéreo, onde períodos de imersão alternam com períodos de exumação e onde ele forma lençóis de lava. Dentro da água, o material vulcânico "gela" , quer dizer que se solidifica, rapidamente, e não se pode escoar, tendo tendência a formar lavas em travesseiro (“pillow lavas” em inglês). Assim, é possível que o monte submarino de Darwin corresponda mais a um vulcão da depressão do Rockwall (bacia tipo rifte desenvolvido na crusta continental entre a Irlanda e o Banco de Rockwall), a qual, mais tarde, durante uma fase ingressão marinha, foi coberto pelo mar, do que a um vulcão formado no fundo do mar. Os elementos ilustrados nesta tentativa corroboram a primeira conjectura (imersão de um vulcão continental ou subaéreo), os quais podem resumir assim: (i) Presença de uma depressão no topo da anomalia que pode ser interpretada como uma cratera vulcânica (ruptura da superfície por onde o magma, isto é, as massas de rocha em fusão total ou parcial que existem debaixo da superfície terrestre, sob alta pressão, chega a atmosfera); (ii) Convergência dos reflectores a partir da cratera, o que quer dizer que os escoamentos se adelgaçam à medida que eles se afastam do centro de emissão ; (iii) Configuração interna convergente dos intervalos definidos por dois reflectores consecutivos, o que quer dizer, que os escoamentos vulcânicos se adelgaçam, à media que a distância à cratera aumenta, até desaparecem por biséis de progradação ; (iv) Formação de deltas de lava, desde que um escoamento entra num corpo de água (lago ou mar epicontinental) o material vulcânico “congela", visto que ele não pode escoar-se dento dentro de água formando uma estrutura cuja geometria é muito semelhante à de delta, na qual muitos geocientistas ousam mesmo propor interpretações de estratigrafia sequencial ; (v) Três deltas de lava são, perfeitamente, visíveis no flanco Oeste da anomalia, o que pode ser interpretado como o resultado de três episódios transgressivos (três subidas significativas do nível do mar relativo ((nível do mar local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre que 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, que é o nível do mar global referenciado ao centros da Terra ou a um satélite, e da tectónica) dentro de um intervalo, globalmente, retrogradante) ; (vi) No flanco Este, a presença de um grande delta de lavas é evidente, mas a individualização dos incrementos da subida do nível do mar relativo não é óbvia. Atenção ao artefacto sísmico induzido pela abrupta variação da lamina de água (em profundidade o Monte submarino de Darwin parece menos profundo). Por outro lado, a plataforma continental visível na parte Este desta tentativa de interpretação, é, em grande parte, o resultado do salto ou ajuste isostático induzido pela fusão do gelo da última glaciação, que tinha pressionado s massa terrestre devido ao enorme peso das calotas glaciárias, o que quer dizer que as terminações dos reflectores no fundo do mar são, principalmente, biséis de progradação por erosão (truncatura).

(*) Um monte submarino é uma montanha que se eleva do fundo do oceano, mas que não atinge o nível médio do mar. Convencionalmente, os geocientistas apenas consideram que os montes submarinos devem ter uma altura de pelo menos 1000 m acima do assoalhado oceânico circundante. A grande maioria dos montes submarinos são vulcões extintos que se elevam, de maneira abrupta, a partir de profundidades da ordem dos 1000 m a 4000 m debaixo do nível do mar.

(**) DSDP (“Deep Sea Drilling Project” em inglês, foi um importante projeto de perfuração dos depósitos oceânicos que existiu entre 1968 a 1983, cujos resultados foram, sobretudo, publicados pela Texas A & M University e pela Instituição Scripps de Oceanografia da Universidade da Califórnia, em San Diego).

Montículo (biséis somitais ascendentes)................................................................................Climbing Toplap Mound

Monticule (biseaux sommitaux ascendants) / Montículo (toplaps ascendentes) / Mound (Klettern toplap) / 上升顶超丘 / Холмик (пригорок) / Monticello (Biselli superiore ascendenti) /

Estrutura em forma de montículo na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados têm a geometria dos biséis somitais ascendentes.

Ver: « Montículo Caótico »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Bisel Superior Ascendente »

Figura 432 (Montículo, biseis somitais ascendentes) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica regional do offshore da Namíbia, no intervalo progradante, acima dos intervalos agradantes com uma configuração interna paralela, inclinando para o mar, pelo menos quatro discordâncias e podem reconhecer pelas superfícies sísmicas definidas pelas terminações dos reflectores, que aqui correspondem todos a linhas cronostratigráficas (interfaces entre grupos de camadas). Estas discordâncias, das quais unicamente duas foram rastreadas (linhas onduladas coloridas em vermelho) foram induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo, isto é, do nível do mar, local, referenciado a base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou do 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 (levantamento ou subsidência). Isto quer dizer, que o nível do mar, ao fim de cada descida do nível do mar relativo, ficou mais baixo do que o rebordo da bacia (condições geológicas de nível baixo). Estas descidas do nível do mar relativo, induzidas pelas variações eustáticas (variações do nível do mar global, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e pela subsidência térmica da margem divergente tipo Atlântico, são responsáveis das superfícies de erosão, que definem as discordâncias, particularmente, no talude continental superior e na planície costeira. Como ilustrado nesta tentativa, o preenchimento de um canhão submarino (talude continental superior), na discordância superior, e o preenchimento de um vale cavado (planície costeira), na discordância inferior, enfatizam as superfícies de erosão que limitam o ciclo sequência considerado. Convencionalmente, e a diferença de idade entre duas discordâncias é inferior a 3-5 milhões de anos, o intervalo sedimentar que elas limitam é considerado um ciclo sequência. Efectivamente, o ciclo sequência ilustrado nesta tentativa de interpretação está limitado entre a discordância SB. 4,2 Ma (limite superior, cuja idade é de 4,2 milhões de anos atrás) e a discordância SB. 5,5 Ma (limite inferior, cuja idade é de 5,5 milhões de anos atrás), mas ele não está completo, quer isto dizer que alguns subgrupos de cortejos sedimentares não se depositaram ou foram erodidos. A discordância superior (SB. 4,2 Ma) é enfatizada pelo preenchimento de dois canhões submarinos (ou do mesmo preenchimento atravessado duas vezes pela linha sísmica), embora o preenchimento pertença ao ciclo-sequência sobrejacente. Da mesma maneira, a discordância inferior (SB. 5,5 Ma) pode ser caracterizada por um vale cavado, cujo preenchimento foi feito durante o depósito da parte terminal do prisma de nível baixo do ciclos sequência SB. 5,5 Ma / S.B. 4,2 Ma). O grupo de cortejos de nível alto (CNA) que é constituído por dois subgrupos: (i) O intervalo transgressivo (IT), na base e (ii) O prisma de nível alto (PNA), na base, não se depositou (é pouco provável que ele tenha sido erodido). Ao contrário, o grupo de cortejos de nível baixo (CNB), com os seus subgrupos de cortejos: (i) Cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em bege ; (ii) Cones submarinos de talude (CST), coloridos em laranja e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), colorido em violeta, estão bem desenvolvidos. Cada um destes subgrupos é reconhecido, sem grande dificuldade, pela configuração interna característica de cada um deles. Os cones submarinos de bacia (CSB) têm um configuração paralela. Os cones submarinos de talude (CST) têm uma configuração ondulada (estruturas em montículo), com biséis somitais ascendentes, a qual é induzida pelo depósito dos diques marginais naturais e a depressão que existe entre eles (geometria em asas de gaivota em voo de P. Vail). O prisma de nível baixo (PNB), que é o subgrupo superior do grupo de cortejos de nível baixo, tem um configuração progradante bem marcada. Todavia, na parte mais distal do prisma de nível baixo, muitas vezes, como é o caso nesta tentativa de interpretação, são visíveis, na base ou na continuação das progradações, igualmente estruturas em montículo que correspondem a turbiditos em telhado de ripas, que estão associados a corrente turbidíticas ou de turbidez criadas por deslizamentos ou instabilidades do rebordo continental, ou seja, da ruptura de inclinação das progradações do prisma de nível baixo (biséis somitais, que podem ser por sem depósito ou por erosão).

Montículo Caótico.................................................................................................................................................................................................Chaotic Mound

Monticule chaotique / Montículo caótico / Chaotische Hügel / 混乱的土堆 / Хаотичный холм / Monticello caotico /

Estrutura em forma de montículo na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou dos reflectores é muito desordenada e, por vezes, caótica.

Ver: « Montículo »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Depósito de Transbordo »

Figura 433 (Montículo Caótico) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore profundo do Golfo do México, os preenchimento das depressões (em amarelo), entre os depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos), criam pequenas anomalias monticulares com uma configuração interna, geralmente, caótica. Quando a morfologia do topo do preenchimento é convexa, é provável, que o preenchimento tenha uma fácies arenosa, o que quer dizer, que uma tal morfologia é resultado de uma compactação diferencial. Caso contrário, isto é, quando a morfologia do topo do preenchimento é côncava, geralmente, a fácies do preenchimento é argilosa. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação, as relações geométricas e as terminações dos reflectores são características dos cones submarinos de talude, que se depositam em condições geológicas de nível baixo do mar (nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia). Os dois subgrupos inferiores do grupo de cortejo de nível baixo, isto é, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de talude (CST), são os únicos intervalos sedimentares do ciclo sequência que se depositou durante as descidas significativas do nível do mar relativo. Durante a parte final de deposição dos cones submarinos de talude (CST) é possível que o nível do mar relativo, isto é, do nível do mar, local que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é global e referenciado ao centro d Terra ou a um satélite, e da tectónica, já esteja a subir. Os outros subgrupos de de cortejos sedimentares que, normalmente, com os cones submarinos, constituem um ciclo sequência, isto é, o prisma de nível baixo (PNB), o intervalo transgressivo (IT) e prisma de nível alto (PNA) só se podem depositar quando há uma aumento do espaço disponível para os sedimentos (aumento da acomodação). Durante o intervalo transgressivo, o aumento da acomodação é induzido por ingressões marinhas (ou incrementos de uma ingressão marinha) cada vez mais importantes, que enfatizam subidas do nível do mar em aceleração, enquanto que nos primas de nível baixo (PNB) ou alto (PNA), as ingressões marinhas (ou os incrementos de uma ingressão marinha) são cada vez mais pequenos, o que significa que o nível do mar relativo sobe em desaceleração. Na curva das variações do nível do mar relativo, os sector de geometria côncava crescente (1a e 2a derivadas da curva são positivas) sublinham uma subida do nível do mar em aceleração, enquanto que os sectores de geometria crescente convexa (1a derivada positiva e 2a derivada negativa) enfatizam uma subida do nível do mar relativo em desaceleração. Isto quer dizer, que em nível de um ciclo sequência, para haver deposição (excepção feita para os cones que são associados a correntes de turbidez) o nível do mar relativo tem sempre que subir. Assim, dizer que quando o nível do mar sobe há uma “transgressão” e que quando o nível do mar desce há uma “regressão”, sem especificar o nível hierárquico de deposição (ciclos de invasão continental, subciclos de invasão continental ou ciclos sequência) e o que se entende por transgressão e regressão, é não ter a menor ideia dos princípios de base da estratigrafia e, em particular, da estratigrafia sequencial. A jusante do rebordo da bacia, onde se depositam os cones submarinos de bacia e de talude, há sempre espaço disponível para os sedimentos, uma vez que lâmina de água é importante. A única coisa que é necessário para que haja deposição é que haja sedimentos. Para isso tem que haver correntes de turbidez. Assim, quando as correntes de turbidez, que transportam os sedimentos para a bacia, perdem velocidade, elas depositam os sedimentos (mais grosseiros) sob a forma de lóbulos, em geral, de cada lado do leito da corrente ou da depressão utilizado pela corrente. Os sedimentos mais finos são transportados para mais longe pela parte central da corrente, que é a parte da corrente mais energética e com mais capacidade de transporte. A depressão que se forma entre os dois primeiros lóbulos laterais canaliza os escoamentos seguintes, que têm que transbordar a depressão para depositar os sedimentos sob a forma de diques marginais naturais turbidíticos. Pouco a pouco, a depressão central torna-se cada vez mais importante e pode mesmo acentuar-se por erosão da base feita pelas correntes turbidíticas. Desde que o acarreio sedimentar diminui, em geral, a depressão entre os diques marginais naturais é preenchida, em retrogradação, por sedimentos de maneira, menos ou menos, caótica.

Montículo Complexo........................................................................................................................................................................................Complex Mound

Monticule complexe / Montículo complejo / Komplexe Hügel / 复合丘 / Комплексный холм / Monticello Complesso /

Estrutura em forma de montículo, numa secção geológica ou sísmica, na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados tem uma geometria muito complexa.

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

Figura 434 (Montículo Complexo) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço (Canvas) de um detalhe de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, as anomalias sedimentares localizadas na base da bacia cratónica (que se desenvolve na crusta continental antiga e, que, geralmente, é criada por uma subsidência térmica regional) sugerem, fortemente, depósitos turbidíticos do talude continental. A morfologia destas anomalias e a configuração interna permite considera-las com exemplos de estruturas monticulares complexas. Como sugerido nesta tentativa de interpretação, estas anomalias são, provavelmente, cones submarinos do talude (CST) que foram ligeiramente erodidos, provavelmente por correntes de contorno (escoamentos de água intensos, estreitos e bem definidos, que fluem ao largo das margens continentais oeste das bacias oceânicas). A formação dessas estruturas tem sido bastante descrita na literatura. Nesta caso particular, estas anomalias fossilizam, em grande parte, a discordância BUU (correlaciona, lateralmente, com a verdadeira ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia) que, aqui, separa uma bacia de tipo rifte da bacia cratónica do Mar do Norte. Esta discordância (superfície de erosão ou a sua paraconformidade correlativa em água profunda) corresponde a uma mudança do tipo de subsidência. Na bacia de tipo rifte, a subsidência era diferencial (alargamento da crusta continental da litosfera do supercontinente, o qual só se pode fazer, de maneira significativa, por falhas normais), enquanto que durante a bacia cratónica, a subsidência era térmica (reequilibragem das isotérmica). A subsidência pode corresponder a um resfriamento da superfície terrestre. As causas da subsidência podem ser uma carga sedimentar, uma actividade tectónica ou uma contração térmica durante o resfriamento da crusta. De facto, as bacias sedimentares não são produzidas por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. Quando uma bacia se forma, por alongamento, falhas normais forçam sedimentação na bacia, mas isso parece não é suficiente para formar realmente uma bacia sedimentar. Um resfriamento litosférico profundo (serragem das isotérmicas) induz uma contração térmica para recuperar o equilíbrio isostático, o que causa, naturalmente, uma subsidência térmica que, normalmente, desempenha o papel de principal na evolução da bacia depois da subsidência tectónica cessar. No Mar do Norte, o deslocamento, para Oeste, da anomalia térmica da litosfera do supercontinente Pangeia, responsável pelo alargamento da crusta continental (fase de "rifting" ou de alargamento), teve várias consequências nesta área: (i) Fim da formação das bacias do tipo rifte (fim do alargamento) ; (ii) Deslocamento para Oeste da ruptura da litosfera do supercontinente Pangeia ; (iii) Formação da discordância BUU, induzida pela ruptura da litosfera ; (iv) Subida do nível do mar absoluto ou eustático, uma vez que o volume das bacias oceânica aumentou (formação de dorsais oceânica) ; (v) Formação de uma bacia cratónica por subsidência térmica para equilibrar as isotérmicas, por resfriamento e uma contração térmica da litosfera profunda afim recuperar o equilíbrio isostático rompido pela anomalia térmica e pela subsidência diferencial associada ; (vi) Deposição de cones submarinos de cones submarinos de bacia e de talude sobre a discordância BUU (nesta tentativa de interpretação, isto é, em água profunda, é melhor dizer sobre o limite inferior do ciclo estratigráfico, uma vez que a discordância passa, lateralmente e em profundidade, a uma conformidade correlativa), provavelmente, em condições de nível alto do mar (modelo de deposição de E. Mutti) em associação com deslizamentos e rupturas da ruptura continental e do talude continental, assim como, com períodos de cheia dos rios. São estes cones submarinos de talude que podem ser considerados como anomalias sedimentares do tipo monticular complexo. Como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, o limite superior dos cones submarinos de talude, que no momento de deposição é completo, foi erodido, provavelmente, por correntes de contorno, que transportaram os sedimentos, não para muito longe, para os depositar sob a forma de contornitos (corpos arenosos, em geral, re-depositados por correntes de contorno, que pode conter uma grande quantidade de minerais pesados como alanite, zircão, turmalina etc.), que nesta área são caracterizados por um ângulo de deposição de cerca de 10-15°, o que contrata fortemente como inclinação deposicional dos cones submarinos de bacia.

Montículo de Deslizamento...................................................................................................................Slide Mound, Slump Mound

Monticule de glissement / Montículo de deslizamiento / Slump Hügel / 滑塌丘 / Сдвиговый холм / Monticello di scivolamento /

Estrutura em forma de montículo numa secção geológica ou linha sísmica, localizada num contexto de deslizamento e na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou reflectores associados têm uma geometria de desmoronamento.

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

Figura 435 (Montículo de Deslizamento) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe uma linha sísmica do Golfo do México, onde as estruturas salíferas são frequentes, pode observar-se uma série de montículos de deslizamento, em particular, nas chamadas bacias salíferas de evacuação (“mini basins” dos geocientistas americanos), que são, quase sempre, rodeadas por domos de sal. Os domo de sal, que se formam devido a flutabilidade relativa do sal quando é enterrado debaixo de outros tipos de rochas, são estruturas diapíricas em forma de cogumelo e não de forma cilíndrica, como muitos pensam (forma cilíndrica é impossibilidade física, visto que a densidade do sal é constante em profundidade, o que não é o caso dos sedimentos) que, geralmente, têm uma rocha de cobertura sobrejacente. Como se pode constatar nesta tentativa de interpretação, estas anomalias fossilizam, parcialmente, os limites inferiores dos ciclos sequência, isto é, as paraconformidades correlativas, em água profunda, das discordâncias visíveis à montante. Na realidade, estas discordâncias são, geralmente, reconhecidas, facilmente, pelas terminações dos reflectores subjacentes e sobrejacentes, mas, também, pela presença de preenchimentos de canhões submarinos e de vales cavados. Provavelmente, os montículos de deslizamento desta tentativa de interpretação correspondem, a cones submarinos de bacia (CSB) que se depositaram em pequena bacias criadas pela subsidência compensatória que acompanha a expulsão total ou parcial do sal do horizonte salífero subjacente. Estas pequenas bacias são, em geral, cercadas por todos os lados, quer por domos de sal quer por paredes de sal (estruturas salíferas diapíricas alongadas, discordantes, que, geralmente, formam alinhamentos sinuosos, mais ou menos, paralelos). Se o sal da parte central de um grande e espesso horizonte salífero, como, um manto salífero, começa a escoar-se lateralmente, uma grande depressão que se forma nos sedimentos suprassalíferos. É neste tipo de depressões ou bacias deste tipo (denominadas bacias de expulsão ou evacuação do sal), que se formam as anomalias de deslizamentos ilustradas nesta tentativa. Em termos de estratigrafia sequencial, pode dizer-se que estas anomalias podem estar associadas a descidas do nível do mar relativo (nível do mar local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) induzidas pela acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e pelo levantamento diapírico de certas partes do horizonte salífero (modelo de deposição dos turbiditos de P. Vail). Embora, correntes de turbidez induzidas por deslizamentos e rupturas de instabilidade desenvolvida em condições geológica de nível alto (modelo de deposição de E. Mutti) não possam ser excluídas. Na realidade, é possível que os movimentos verticais, e para cima, induzidos pelo diapirismo (*) de rochas mais profundas tenham destabilizado os sedimentos das bacias por expulsão do sal, e que os sedimentos tenham deslizado, por correntes de turbidez, para a parte central da bacia. Neste exemplo, obviamente, os ciclos sequência, delimitados entre os horizontes vermelhos (limites de sequência que podem ser discordâncias ou paraconformidades correlativa de água profunda), estão incompletos. Os grupos de cortejos de nível alto (CNA) não se depositaram. Os intervalos transgressivos (IT) e os prismas de nível alto (PNA) estão ausentes. Unicamente os sedimentos dos grupo de cortejos cortejos de nível baixo (CNB) se depositaram. Todavia, os três subgrupos que formam estes grupos de cortejos estão todos representados. De baixo para cima reconhecem-se : (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos de talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB). Os cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em caqui, têm uma configuração monticular. Os cones submarinos de talude (CST), coloridos em violeta, têm uma configuração ondulada com a geometria da asas de uma gaivota em voo (uma depressão central ladeada por dois corpos fusiformes). O prisma de nível baixo (PNB), coloridos em rosado, tem uma configuração paralela aparente, uma vez que, nas linhas sísmicas perpendiculares, a configuração interna é progradante. Em certos casos, devido às condições impostas pelo sal, neste tipo de bacia, os montículos de deslizamento podem também estar associados aos cones submarinos de talude (CST).

(*) O diapirismo, senso lato, é um processo geológico pelo qual um material ígneo ou sedimentar profundo, por razões diversas, perfura ou tenta perfurar camadas sedimentar sobrejacentes.

Montículo Recifal (recife monticulaire)................................................................................................................................................Reef Mound

Montícule récifale / Montículo Recifal / Reef Hügel / 礁丘 / Риф курган / Monticello Reef /

Anomalia sedimentar em forma de montículo constituída por lama calcária bioclástica e pequenos níveis de construções orgânicas. Este montículo recifal refere-se sobretudo às anomalias autóctones controladas biologicamente, as quais são geneticamente diferentes das anomalias hidrodinâmicas, que são acumulações alóctones de detritos de esqueletos, como restos de crinóides ou de recifes.

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

Figura 436 (Montículo Recifal) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia, uma anomalia sedimentar recifal é visível na parte superior de um ciclo estratigráfico (ciclo sequência) individualizado por duas discordâncias (discordância inferior e superior ou superfícies de afogamento) que a limitam (enfatizadas em vermelho). No que diz respeito ao limite inferior deste ciclo sequência, a grande maioria dos geocientistas considera que ele corresponde a uma discordância, isto é, a uma superfície de erosão induzida por uma descida significativa do mar relativo (nível do mar, local referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar e que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica), suficientemente, importante para pôr o nível do mar mais baixo do que rebordo da bacia. Ao contrário, o limite superior é interpretado de maneiras diferentes segundo que os geocientistas são adeptos da escola de Vail (estratigrafia sequencial, como considerada pela maioria dos geocientistas de Exxon) ou da escola de de W. Schlager (carbonatos). Para os primeiros ele corresponde a uma discordância criada por uma descida significativa do nível do mar relativo. Para os segundos, ela corresponde a uma superfície de inundação criada por uma subida importante do nível do mar relativo que pôs os sedimentos debaixo da zona fótica. Isto quer dizer, que se intervalo superior do ciclo sequência for uma plataforma carbonatada, o que é o caso neste exemplo, ela extingue-se por afogamento (aumento importante da lâmina de água), uma vez que debaixo da zona fótica não pode haver formação de carbonatos. Na interpretação aqui proposta, este limite é considerado como uma discordância (descida significativa do nível do mar relativo), uma vez que, lateralmente, se depositaram cones submarinos de bacia e talude não só de fácies carbonatadas, mas também, de fácies arenosas. As grandes ondulações dos reflectores subjacentes ao ciclo sequência considerado, que é formado, principalmente, por carbonatos, correspondem a artefactos sísmicos induzidos, em grande parte, mas não só, por variações de espessura dos carbonatos (mudanças laterais de velocidade). Provavelmente, o soco é, igualmente, afectado por um tal artefacto. Dentro do intervalo sísmico limitado pelas discordâncias coloridas em vermelho podem reconhecer-se os dois grupos de cortejos sedimentares que, normalmente, formam um ciclo sequência: (i) Grupo de cortejos de nível alto (CNA), o qual é constituído por dois subgrupos de cortejos sedimentares: a) na base, os cortejos do sedimentares que formam intervalo transgressivo (IT), que está colorido em verde e (ii) no topo, os cortejos sedimentares que formam o prisma de nível alto (PNA), que está colorido em laranja ; (ii) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB), o qual está representado apenas pelo prisma de nível baixo (PNB), e no qual se pode evidenciar uma fase inicial (colorida violeta escuro) e uma fase tardia (colorida violeta claro). Na parte somital do prisma de nível alto, uma estrutura monticular recifal é fácil identificar assim como o a reflexão sísmica induzida, provavelmente, pelo plano de contacto petróleo (água) de uma eventual acumulação de hidrocarbonetos. Não esqueça que 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.

Montículo Sedimentar............................................................................................................................................................Sedimentary Mound

Monticule sédimentaire / Montículo sedimentario / Sedimentary Hügel / 沉积丘 / Осадочный холм / Monticello sedimentario /

Estrutura sedimentar com geometria, mais ou menos, ondulada, normalmente, ligada à anomalias sedimentares e que se pode encontrar-se em qualquer cortejo sedimentar. A configuração interna destas anomalias permite classificá-las em diferentes tipos, cuja denominações variam segundo os geocientistas: (i) Montículo com estrutura agradante ; (ii) Montículo com estrutura complexa ; (iii) Montículo com estrutura em telhado de ripas ; (iv) Montículo com estrutura inclinada ; (v) Montículo com estrutura progradante ; (vi) Montículo com estrutura caótica ; (vii) Montículo com estrutura perturbada ; (viii) Montículo com estrutura truncada. Cada um destes tipos é, frequentemente, associado a corpos geológicos típicos : (a) Cones submarino de bacia (CSB) ou de talude (CST); (b) Cones turbidíticos na base das progradações, isto é, turbiditos em telhado de ripas ; (iii) Contornitos ; (iv) Deslizamentos ; (v) Plataforma carbonatas ; (vi) Recifes, etc.

Ver: « Estrutura Sedimentar »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Contornita »

Figura 437 (Montículo Sedimentar) - Nas linhas sísmicas, o termo montículo é um termo muito geral utilizado, normalmente, para designar configurações de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, formando elevações ou proeminências que se levantam acima do nível médio dos depósitos sedimentares circunvizinhos. Muitos dos montículos correspondem a anomalias topográficas resultantes de processos sedimentares clássicos, como, vulcanismo ou construções orgânicas. Geralmente, eles são, relativamente, pequenos e com extensão limitada, mas podem ser definidos por uma malha sísmica convencional (3 km x 3 km). Como ilustrado nesta figura, eles caracterizam-se por biséis de agradação e de progradação dos sedimentos internos e sobrejacentes. Devido às variadas origens que os montículos podem ter, eles podem exibir diversas formas externas e diversas configurações internas. Como a grande maioria das subdivisões são descritivas (baseada na configuração interna e na geometria externa), elas devem ser sempre consideradas como uma etapa preliminar de uma interpretação genética. Dentro de um ciclo sequência, os cones submarinos de bacia (CSB) e os cones submarinos de Talude (CST), assim com as estruturas de deslizamentos, contornitas, construções recifais, intrusões vulcânicas, etc., têm, quase sempre, uma geometria monticular. As contornitas são depósitos de água profunda associados com os cones submarinos de bacia e, geneticamente, induzidos por correntes de contorno criadas pela força de Coriolis. Litologicamente, os contornitos são formados por pacotes espessos de areia fina (sem matriz argilosa), com geometria progradante e uma inclinação ascendente (biséis superiores ascendentes). Certos geocientistas, como Bouma, chamaram contornitas às estruturas de mar profundo (canais preenchidos por um aporte lateral), encontradas no fliche da Suíça, as quais são caracterizadas por uma abundância significativa de minerais pesados, como por exemplo zircão, allanite, etc. Nesta figura estão ilustradas os mais frequentes tipos de estruturas sísmicas associados a montículos sedimentares: (i) Homogéneo com cobertura, muitas vezes associado a construções recifais sem reflectores cobertas por argilitos pelágicos ; (ii) Contornita monticular, associado com erosões de cones submarinos de bacia, por correntes de contorno e uma re-deposição quase imediata não muito longe dos cones submarinos ; (iii) Deslizamento, associado a depósitos de talude com configuração interna, mais ou menos, caótica ; (iv) Montículo vulcânico, associado, muitas vezes, com um alastramento vulcânico subaério em associação coma ruptura da litosfera de um supercontinente ; (v) Cone complexo compósito, associado com os cones submarinos de talude e, particularmente, com os complexos de depressões (canais) e diques marginais naturais turbidíticos (estruturas em asas de gaivota em voo de P. Vail) ; (vi) Ondulado, associado com depósitos de talude continental e depósitos turbidíticos em, particularmente, com os cones submarinos de talude (CST), mas também visível em certas bacias salíferas em associação com a halocinese ; (vii) Homogéneo com difracções, associada com construções recifais e intrusões vulcânicas, particularmente, nas linhas sísmicas não migradas ; (viii) Recife com levantamento, associado a construções recifais sem porosidade evidente (presença de efeitos de levantamento de velocidade (*), “pull-up” dos geocientistas anglo-saxões) fossilizadas por argilitos transgressivos ou de água profunda ; (ix) Banco marginal com depressão, associado com construções recifais com porosidade potencial (presença de efeito de depressão de velocidade) fossilizadas por argilitos profundos ; (x) Cone complexo simples, associado quer com cones submarinos de bacia (CSB) ou de talude (CST), quer com vulcanismo.

(*) Os termos levantamento de velocidade ("velocity pull-up" em inglês) e depressão de velocidade ("velocity push-down") referem-se a dados sísmicos (tempo duplo). A ideia básica é que, localmente, há uma anomalia de velocidade das ondas sísmicas que afectam as estruturas em tempo. Se imaginarmos um intervalo plano em profundidade e que acima dele o fundo do mar também é plano. As imagens em profundidade e em tempo serão as mesmas, ou seja uma estrutura é plana. Agora, se imaginarmos que há um grande canhão submarino com um perfil em V no fundo do mar, as trajectórias dos raios sísmicos desde a superfície até o evento plano, que não atravessam o desfiladeiro permanecerão inalteradas (o tempo de trajecto é o mesmo). Todavia as trajectórias dos raios desde a superfície que atravessam o canhão levarão mais tempo a atingir o evento plano, porque o comprimento das trajectórias na água é maior e que na água as velocidade das ondas sísmicas é mais pequena do que nos sedimentos. Assim, numa linha sísmica, em tempo duplo, a estrutura que é plana em profundidade parecerá, em tempo, deformada para baixo, porque a trajectória dos raios sísmicos passou por mais água do que por sedimentos. O efeito inverso (levantamento de velocidade) ocorre quando localmente existe uma anomalia de alta velocidade, como halite, ou um recife de carbonato. (http://forum.detectation.com/viewtopic. php?f=28&t=3641)

Montículo em Telhado de Ripas....................................................................................................................................Shingled Mound

Monticule type toiture en bardeaux / Montículo en tejado “ Shingled ” / Geschuppt Hügel / 叠瓦状丘 / Холм типа «черепичная крыша» / Monticello scandole /

Estrutura em forma de montículo, numa secção geológica ou sísmica, na qual a configuração interna dos planos de estratificação ou dos reflectores associados tem uma geometria progradante semelhante à geometria de um telhado de ripas. Este tipo de estruturas é característico dos turbiditos depositados na base das progradações dos prismas de nível alto e baixo no seguimento de instabilidades e rupturas do rebordo continental.

Ver: « Montículo Sedimentar »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Turbiditos »

Figura 438 (Montículo em Telhado de Ripas) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore do Labrador (Canadá), onde a profundidade de água aumenta para o continente (Oeste), devido à erosão do fundo do mar induzida pelo movimento de arrastamento dos icebergues no fundo do mar, o intervalo colorido em amarelo, no interior do qual se vêm progradações, que se sobrepõem umas às outras (pequena agradação em relação à progradação), pode ser considerado como uma anomalia sedimentar monticular com uma configuração interna em telhado de ripas. Esta tentativa de interpretação, que não está feita ao nível dos ciclos sequência, ou seja, na qual as discordâncias (superfícies de erosão) que limitam os ciclos sequência não estão enfatizadas (unicamente os diferentes pacotes sedimentares foram considerados, independentemente da sua hierarquia estratigráfica). Todavia, em termos de estratigrafia sequencial, pode dizer-se que o intervalo progradante, colorido em amarelo) corresponde a sistemas de deposição turbidítica associado com a progradação de um prisma de nível baixo (PNB) de um ciclo sequência e não a cones submarinos da bacia (CSB). Esta hipótese, admitida, nos anos 70, por alguns geocientistas da companhia CFP (hoje Total S.A.), foi corroborada pelos resultados de um poço de pesquisa do petróleo (poço ≠1) e, particularmente, pelos núcleos de perfuração. Com efeito, o estudo dos núcleos de perfuração mostrou, claramente, que o intervalo correspondia a uma superposição de lóbulos submarinos. Ao nível dos ciclos sequência, os dados sísmicos regionais sugerem, fortemente, que estes lóbulos submarinos não estavam associados ao subgrupo inferior do grupo de cortejos de nível baixo (CNB), isto é, aos cones submarinos de bacia (CSB), nem, mesmo, aos cones submarinos de talude (CST), que formam o subgrupo membro médio, mas ao subgrupo superior, isto é, ao prisma de nível baixo (PNB). Efectivamente, nas linhas sísmicas bem orientadas (longitudinais em relação ao acarreio sedimentar), os lóbulos localizam-se na continuação dos biséis de progradação de um prisma de nível baixo. As diagrafias eléctricas deste poço de pesquisa, correspondentes a este intervalo sedimentar, exibem uma morfologia típica do que hoje se chama "turbiditos em telhado de ripas" (localizados na base das progradações de um prisma de nível baixo), isto é, uma sobreposição de corpos arenosos (por vezes com fragmentos de glauconite e carvão nos detritos de sondagem) com limites muito nítidos, que nas diagrafias se traduzem por uma geometria, mais ou menos, cilíndrica quer da diagrafia do raio gamma (GR) quer do potencial espontâneo (PS). Este poço de pesquisa foi perfurado em 1976 e os primeiros estudos de laboratório feitos nas amostras recolhidas sobre o testemunho de perfuração refutaram, completamente, a tentativa de interpretação proposta acima. O relatório do laboratório indicava que o testemunho de perfuração tinha atravessado vários horizontes carbonatos. Uma tal refutação desorientou os geocientistas encarregados da interpretação das linhas sísmicas, que não compreendiam, e com razão, a presença de horizontes carbonatados num montículo turbidítico. Uma reexaminação do núcleo de perfuração, evidenciou um erro importante na amostragem. Na realidade, no laboratório da companhia, o geocientista encarregado da amostragem, que não tinha a mínima ideia do que devia amostrar, uma vez que não sabia o que era um depósito turbidítico (geocientista, inductivista ingénuo (*), apologista da “Tabula Rasa” na pesquisa petrolífera), deu uma preferência muito particular às figuras de escape de água (“dish structures” dos geocientistas de língua inglesa), que sendo muito ricas em cimento calcário / siderítico, induziram em erro os colegas do laboratório. As estruturas em prato (“dish structures”), frequentemente, encontradas nas camadas turbidíticas arenosas e outros tipos de depósitos clásticos que resultam de fluxos gravitários de sedimentos subaquáticos são um tipo de estruturas sedimentares formadas por liquefação e fluidificação de água carregada de sedimentos macios durante ou imediatamente após a deposição.

(*) Geocientistas que prefere não ter ideia nenhuma do que esta a fazer afim de não contaminar as suas observações com ideias pré-concebidas. Infelizmente um geocientista, só vê num linha sísmica ou no campo aquilo que sabe e aquilo que espera encontrar (“knowledge and Expectations" of Sir K. Popper).

Montículo Truncado..................................................................................................................................................................................Truncated Mound

Monticule tronqué / Montículo truncado / Abgeschnittene Hügel / 截断丘 / Усеченный холм / Monticello troncato /

Estrutura em forma de montículo numa secção geológica ou sísmica, na qual o limite externo é o resultado de uma erosão, a qual pode ter truncado, mais ou menos, as camadas ou reflectores internos, que definem a configuração interna do montículo. Este tipo de estrutura encontra-se, com frequência, associado às contornitas.

Ver: «Montículo Recifal »
&
« Configuração dos Reflectores »
&
« Erosão »

Figura 439 (Montículo Truncado) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, é fácil de reconhecer que a morfologia original dos cones submarinos de bacia (CSB), coloridos em cinzento) foi muito afectada pela erosão das correntes de contorno (que se escoa m segundo linhas isopicnicas, ou seja, de igual densidade, mais ou menos, paralelamente aos contornos batimétricos da parte inferior do talude continental e que é, muitas vezes, responsável pela deposição de contornitas) o que criou um montículo truncado ou montículo por truncatura. Por cima da discordância (colorida em vermelho), que separa a bacia de tipo rifte, caracterizada por uma subsidência diferencial (estruturas em demigrabens), da bacia cratónica do Mar do Norte, que é caracterizada por uma subsidência térmica (re-equilíbrio das isotérmicas), depositaram-se cones submarinos de bacia. As causas da subsidência podem ser uma carga sedimentar, uma actividade tectónica ou uma contração térmica durante o resfriamento da crusta. Uma subsidência térmica corresponde a um resfriamento da superfície terrestre. De facto, as bacias sedimentares não são produzidas por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. Quando uma bacia se forma, por alongamento, em associação com uma anomalia térmica positiva (levantamento induzido por uma serragem das isotérmica), as falhas normais controlam o espaço disponível para sedimentação, mas isso parece não é suficiente para desenvolver uma bacia cratónica como a do Mar do Norte. Um resfriamento litosférico profundo (serragem das isotérmicas) é necessário o que induz uma contração térmica afim de recuperar o equilíbrio isostático, o que causa, naturalmente, uma subsidência térmica que, normalmente, desempenha o papel de principal na evolução da bacia depois da subsidência tectónica cessar. Estes lóbulos turbidíticos, depositados durante a descida significativa 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 conjunta do nível do mar absoluto ou eustático, referenciado ao centro da terra, e da tectónica), que induziu a discordância entre as duas bacias sedimentares, têm uma configuração interna, mais ou menos, paralela. As correntes de contorno que erodiram, lateral e verticalmente, uma grande parte dos cones submarinos da bacia, re-depositaram os sedimentos erodidos como contornitas (coloridas em caqui). Uma parte destas contornitas fossilizam mesmo a superfície de erosão dos cones submarinos de bacia. Vários poços de pesquisa petrolífera atravessaram não só os cones submarinos da bacia, mas também os contornitos. As diagrafias dos poços e, sobretudo, a diagrafia de inclinação, corroboram a configuração interna, mais ou menos, paralela dos cones submarinos de bacia (coloridos em cinzento), sugerida pelos dados sísmicos, com valores máximos da inclinação das superfícies de estratificação de 1°, praticamente, em todas as direcções. Os resultados das diagrafias de inclinação ("dipmeter"), obtidos nas contornitas, mostram, claramente, a diferença entre estes dois tipos de anomalias sedimentares, uma vez que eles sugerem inclinações das superfícies de estratificação de cerca de 10-15° para Este. Um outra diferença, muito importante para a indústria petrolífera, entre estes dois corpos arenosos, é que as rochas-reservatório associadas aos cones submarinos têm, em geral, uma matriz argilosa importante, enquanto que ela, praticamente, não existe nas contornitas, as quais, por outro lado, são, particularmente, ricos em minerais pesados, tais como, zircão, alanite, etc. Lembremos que o fliche ("flysch" dos geocientistas suíços de língua alemã) é um um depósito sedimentar clástico que consiste numa alternância de arenito e margas acumuladas numa bacia oceânica, em fase de fecho, no âmbito de uma orogénese), em particular dos Alpes suíços corresponde, praticamente, ao que se chama hoje, na estratigrafia sequencial, depósitos turbidíticos e, particularmente, aos cones submarinos de bacia, Nos anos 60, Bouma reconheceu no fliche dos Alpes suíços, preenchimentos arenosos de canais, sem matriz argilosa, mas muito ricos em minerais pesados que os camponeses exploraram economicamente. Bouma considerou que esses canais eram o resultado da erosão produzida por correntes de contorno (correntes de fundo que se escoam paralelamente à direcção de inclinação do talude continental), e que os preenchimento, que ele chamou contornitas, eram directa ou indirectamente associados a erosão do fliche.

Moreia....................................................................................................................................................................................................................................................................................Moraine

Moraine / Morena (o morrena) / Moräne / 冰碛 / Морена / Morena /

Acumulação de calhaus e areia grosseira, não estratificada, com forma de montículo ou crista, depositada pela acção directa de um glaciar, que repousa sobre uma grande variedade de formas topográficas. Há vários tipos de moreias, uns que formam paisagens, facilmente, reconhecidas e outros que existem, unicamente, quando o glaciar ainda é presente. As moreias associadas com a presença de um glaciar são : (i) Moreias supraglaciárias e (ii) Moreias englaciárias (moreias no glaciar).

Ver: « Ambiente Sedimentar »
&
« Glacioeustasia »
&
« Deposição Fluvial »

Figura 440 (Moreia) - Os glaciares de vale, como os ilustrados nesta figura, formam uma rede dendrítica. A zona de alimentação compreende várias línguas que vêm dos circos superiores. Essas línguas unem-se em confluências e, na parte jusante, só a língua resultante desce a topografia transversal convexa, uma vez que a ablação é mais importante nos bordos. A superfície de um glaciar é, mais ou menos, recoberta de depósitos (moreias). Os tipos de moreias que criam formas topográficas são: (i) Moreias laterais, que se formam nos lados do glaciar, na proximidade das vertentes, por incorporação do material que sofreu erosão ou que foi fragmentado pelos ciclos de gelo e degelo da água e que é, facilmente identificado pela sua cor escura; (ii) Moreias medianas, que se formam quando as moreias laterais de dois glaciares se fundem, passando a localizar-se no centro do glaciar ; (iii) Moreias de fundo, que se formam pela deposição de material debaixo do gelo do glaciar, em contacto com o substrato ; (iv) Moreia frontais, formadas pelo material transportado na frente do glaciar que é empurrado para jusante, formando um depósito proeminente ; (v) Moreias de recessão, que se formam, perpendicularmente, às moreias laterais, como uma série de cumes transversais que atravessam um vale atrás de uma moreia terminal, durante paragens temporárias de um glaciar em fase de adelgaçamento e que são compostas de detritos, não consolidados, depositados pelo glaciar e (vi) Moreias terminais, quando o glaciar se adelgaça, ele deixa uma moreia que marca a posição mais distal do glaciar. As moreias laterais são formadas pelos materiais que caíram sobre o glaciar ou que foram arrancados por ele às paredes do vale. Quando duas correntes de gelo confluem, como ilustrado nesta figura, forma-se uma moreia mediana por justaposição de duas moreias laterais. O glaciar pode transportar pedras no interior da massa de gelo. Elas constituem a moreia interna (não representada neste esquema), mas parece que esta carga interna é pouco significativa. Ao contrário, as moreias do fundo, constituídas por blocos e material triturado no base do glaciar, representam um volume apreciável. O glaciar deposita na sua frente os materiais transportados. Eles constituem a moreia terminal ou frontal, que certos especialistas chamam "vale moreíco". As moreias terminais, só se depositam se a frente dos glaciares for estacionária durante um certo tempo no mesmo lugar, ou se o glaciar as empurra à frente deles durante uma progressão glaciar (moreia de empurrão ou impulso). Quando os glaciares se adelgaçam as moreia frontais são abandonadas e um outro tipo de moreia frontal se deposita (moreia de recessão) se as frentes do glaciares estacionarem. Todas estas formas de acumulação não são particulares aos glaciares de vale, mas é neles que os diferentes tipos são fáceis de reconhecer. Por definição um glaciar corresponde a uma massa de gelo, mais ou menos, extensa formada por compactação de camadas de neve, que devido ao seu próprio peso, expulsam o ar que elas contém, transformando-a numa massa compacta de gelo, que se escoa, lentamente, sob o efeito da gravidade ao longo de um declive ou fluência. O gelo comporta-se como um sólido quebradiço até que a sua espessura atinja, mais ou menos, 50 metros. Uma vez este limite ultrapassado, o gelo comporta-se como um material plástico e começa a fluir. Efectivamente, o gelo de um glaciar é um conjunto de camadas de molécula empacotadas umas sobre as outras, mas como as ligações entre as camadas são mais fracas do que as existentes dentro de uma camada, quando os esforços excedem as forças das ligações que mantêm as camadas unidas, estas deslocam-se uma sobre as outras, o que quer dizer que o gelo se escoa. Como disse Cesare Emiliani (1992), um glaciar sendo uma corrente de gelo só pode avançar costa abaixo, ele nunca pode recuar (um glaciar não é como um automóvel que tem uma marcha atrás). Todavia quando a ablação é superior à acumulação, um glaciar adelgaça-se o que, globalmente, pode desenvolver uma geometria retrogradante. O mesmo se passa com os depósitos costeiros, uma vez que eles são sempre progradantes, quer isto dizer, que eles se deslocam sempre para o mar. Todavia, quando induzidos por ingressões marinhas cada vez mais importantes, as regressões sedimentares associadas são cada vez menos importantes, o que globalmente cria um geometria retrogradante, que faz dizer a muitos geocientistas que os depósitos costeiros se deslocam para o continente, o que, obviamente, não é verdade.

Morfologia das Diagrafias (turbiditos).....................................................................................................................................Log Patterns

Morphologie des diagraphies (turbidites) / Morfología de perfiles (diagrafías, turbiditas) / Morphologie der Stämme (Turbiditen) / 侧景区线形态（浊流沉积）/ Морфология каротажных схем / Morfologia dei log (torbiditi) /

Nos registos eléctricos, os diferentes tipos de depósitos turbidíticos têm uma assinatura, mais ou menos, típica. Lembremos que o grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é composto por três subgrupos. De baixo para cima, reconhecem-se: (i) Cones submarinos da bacia (CSB) ; (ii) Cones submarinos do talude (CST) e (iii) Prisma de nível baixo (PNB). Em cada um destes subgrupos podem desenvolver-se rochas-reservatório, em geral, de fácies arenosa, quer sob a forma de lóbulos, quer sob a forma de preenchimentos de canais ou depressões alongadas entre os diques marginais naturais. As morfologias das diagrafias do potencial espontâneo (PS) e do Raio Gamma (RG) são as mais características. Pode dizer-se, que diagrafia do raio gamma dos cones submarinos da bacia (CSB) tem, geralmente, uma forma cilíndrica e que os limites inferior e superior são abruptos. O limite inferior corresponde a uma discordância (superfície de erosão) e o superior a uma superfície da base das progradações (vergência oposta) dos cones submarinos do talude. A morfologia da diagrafia dos contornitos é semelhante à dos cones submarinos de bacia (CSB), visto que a configuração interna é paralela e que a inclinação, para jusante, dos contornitos, não tem nenhuma influência na diagrafia. A morfologia da diagrafia dos cones submarinos do talude (CST) é caracterizada por uma sucessão de morfologias crescentes e decrescentes, as quais são típicas dos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos) e das depressões entre eles (por vezes canais quando há erosão). O limite inferior pode corresponder a uma discordância (na ausência de cones submarinos da bacia), mas o limite superior corresponde, quase sempre, a uma superfície da base das progradações do prisma de nível baixo. Finalmente, a morfologia dos turbiditos em telhado de ripas corresponde a uma sucessão vertical de morfologias cilíndricas, como a dos cones submarinos da base.

Ver: « Depósito de Talude »
&
« Turbiditos »
&
« Camada de Referência »

Figura 441 (Morfologia das Diagrafias, turbiditos)- Neste esquema estão ilustradas as morfologias, mais frequentes, da diagrafia do raio gamma (RG) dos principais depósitos turbidíticos do grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB), isto é, dos (i) Cones submarinos de bacia (CSB) ; Cones submarinos de talude (CST) e dos cones submarinos associados com as progradações do prisma de nível baixo (PNB) ou seja os cones turbiditos ditos em telhado de ripas (“shingled turbidites” de P. Vail). Efectivamente, como ilustrado neste esquema, o grupo de cortejos sedimentares de nível baixo (CNB) de um ciclo sequência, quando completo, é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares que debaixo para cima, são (i) Cones submarinos de bacia (CSB), por vezes com contornitas associadas (*); (ii) Cones submarinos de talude (CST), com as suas estruturas características de asas de gaivota em voo e (iii) Prisma de nível baixo (PNB), por vezes com turbiditos de geometria em telhado de ripas. Em cada um destes subgrupos podem depositar-se rochas-reservatório, em geral, de fácies arenosa, quer sob a forma de lóbulos, quer sob a forma de preenchimentos de canais ou depressões alongadas entre os diques marginais naturais turbiditicos. As morfologias das diagrafias do potencial espontâneo (PS) e do raio gamma (RG) dos subgrupos dos cortejos de nível baixo são as mais características. A partir desta figura, pode dizer-se, que diagrafia do raio gamma dos cones submarinos de bacia (CSB) tem, geralmente, uma forma cilíndrica e que os limites inferior e superior são abruptos. O limite inferior corresponde à discordância inferior (superfície de erosão) do ciclo sequência ao qual pertencem os cones submarinos e o limite superior corresponde à superfície de base das progradações dos cones submarinos de talude (CST), cujas progradações têm, quase sempre uma vergência oposta (estruturas em asas de gaivota em voo induzidas pelos diques marginais naturais turbiditicos). A morfologia destas diagrafias nas contornitas é semelhante à dos cones submarinos de bacia (CSB). A configuração interna das contornitas é paralela. Todavia, a inclinação deposicional, para jusante, que não tem nenhuma influência nestas diagrafias excepto no ”dipmeter” (diagrafia de inclinação (**) ), pode ser superior a 10°, o que contrasta, fortemente, com o comportamento, quase, horizontal dos cones submarinos de bacia. Nos cones submarinos de talude (CST), a morfologia das diagrafia é caracterizada por uma sucessão de intervalos crescentes e decrescentes para cima, os quais são típicos dos depósitos de transbordo (diques marginais naturais turbidíticos) e das depressões entre eles que, por vezes. correspondem a canais quando há erosão. O limite inferior pode corresponder a uma discordância (na ausência de cones submarinos da bacia), mas o limite superior corresponde, quase sempre, a uma superfície da base das progradações do prisma de nível baixo (PNB). Finalmente, nos turbiditos em telhado de ripas, que se depositam, em geral, na base das progradações dos prismas de nível baixo (PNB), por cima dos cones submarinos de talude (CST), as diagrafias corresponde, a uma sucessão vertical repetitiva de morfologias cilíndricas, quer isto dizer, com limites abruptos, como a dos cones submarinos de bacia (CSB). Todavia, os limites de cada um destes lóbulos não correspondem a discordâncias, mas a simples hiatos por sem depósito. Em certas condições, podem encontrar-se cones submarinos, em telhado de ripas, na base das progradações de um prisma de nível alto (PNA), sem que haja uma discordância entre eles e os argilitos profundos das progradações, associados a instabilidades do rebordo continental ou a repetidos períodos de cheias dos cursos de água da planície costeira (costa a dentro da ruptura de inclinação da superfície de deposição).

(*) Depósitos de água profunda associados com os cones submarinos de bacia e, geneticamente, induzidos por correntes de contorno criadas pela força de Coriolis. Litologicamente, as contornitas são formados por pacotes espessos de areia fina (sem matriz argilosa), com geometria progradante e uma inclinação ascendente (biséis superiores ascendentes). Certos geocientistas, como Bouma, chamaram contornitas às estruturas de mar profundo (canais preenchidos por um aporte lateral), encontradas no fliche da Suíça, as quais são caracterizadas por uma abundância significativa de minerais pesados, como por exemplo zircão, allanite, etc.

(**) A determinação do ângulo de inclinação e da direcção de uma superfície planar requer a elevação e a posição geográfica de pelo menos três pontos. A diagrafia de inclinação realiza este resultado medindo parâmetros sensíveis de um formação por meio de três ou mais sensores idênticos montados nos braços da pinça ("caliper") de modo a varrer em detalhe diferentes lados da parede do furo. Um plano de estratificação atravessando o poço com um certo ângulo geraria anomalias em cada sensor, e estas anomalias são gravadas em profundidades ligeiramente diferentes no registro de superfície. Os deslocamentos relativos e as posições radial e azimutal de cada sensor são então usados para computorizar a inclinação em relação à sonda. Microresistividade tem sido o parâmetro de formação tradicional registrado. As diagrafias de inclinação modernas têm, geralmente, mais de três sensores (a versão mais recente tem seis braços).

Movimento de Ekman...........................................................................................................................................................................Ekman Movement

Mouvement d'Ekman / Movimiento de Ekman / Bewegung Ekman / 埃克曼运动 / Ветровое движение жидкости (модель Экмана) / Movimento di Ekman /

Movimento da superfície da água do mar a 45° da direcção do vento predominante. Este ângulo é causado pela combinação do movimento do vento e do efeito de Coriolis. A camada superficial da água do mar arrasta a camada subjacente, a qual é desviada ainda mais do que a camada de superfície. A deflexão do movimento da água aumenta com a profundidade e forma a espiral de Eckman.

Ver: « Efeito de Coriolis »
&
« Transporte de Ekman »
&
« Nível de Acção das Vagas »

Figura 442 (Movimento de Ekman) - As correntes marinhas são instigadas pelo vento. O efeitos das correntes é de deslocar a água quente para os pólos e a água fria para o equador. O factor principal do movimento da água dos oceanos é o efeito de Coriolis (produzido pela força de Coriolis, a qual, aparentemente, parece ser causada pela rotação da Terra, uma vez que todos os que corpos que se deslocam à sua superfície são desviados para a direita, no hemisfério Norte, e para a esquerda no hemisfério Sul). Para melhor aperceber o efeito de Coriolis, pense no movimento de um projéctil lançado por um peça de artilharia. O projéctil desloca-se de maneira rectilínea. Todavia, como a Terra gira debaixo dele, um observador na superfície da Terra vê o projéctil desviar-se para a direita (efeito de Coriolis). O mesmo sucede com as correntes de ar ou de água uma vez que elas não são, completamente, fixas na superfície terrestre. Por outro lado, como ilustrado nesta figura, quando o vento sopra numa determinada direcção, as corrente de superfície, devido ao efeito de Coriolis, são desviadas 45° (para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul). O vector velocidade é cada vez mais desviado, à medida que a profundidade aumenta, até que ele se oriente na direcção oposta à do vento (profundidade de fricção). O resultado final deste processo é que a água, em profundidade, move-se perpendicularmente à direcção do vento, em direcção, do centro de uma espiral ou turbilhão, o que causa um pequeno excesso ou acumulação de água (10-20 m de altura) no centro da espiral. Estas acumulações de água, sob a influência da gravidade, escoam-se para o exterior do turbilhão, mas o efeito de Coriolis desvia o escoamento para a direita até que ele seja paralelo à acumulação. No ponto em que a gravidade e o efeito de Coriolis se compensam, formam-se as correntes geostróficas. É por que os grandes turbilhões estão centrados cerca de 30° a Norte e ao Sul do equador. O bombeamento de Ekman é o transporte para cima da água do mar sob o efeito de ventos de superfície de depressão (zona fechada de baixa pressão atmosférica em relação à pressão das áreas circunvizinhas ao mesmo nível). Sob o efeito do vento, a água entre a superfície e a termoclina desloca-se e é desviada pela força de Coriolis para o exterior da depressão. Isto cria uma divergência. A camada de água no centro da depressão é menos espessa e para compensar esta perda de massa, a água profunda sobe até à superfície (bombeamento de Eckman), impelida pela pressão das colunas de água externas à depressão. Os movimentos horizontais e verticais da água, neste caso, produzem quer uma depressão (divergência) quer uma elevação (convergência). Uma depressão no hemisfério Norte, e elevação no hemisfério Sul, uma vez que a direção do vento em torno de uma depressão e a força de Coriolis são invertidos então ambos. Recapitulando: (i) O efeito de Coriolis corresponde à mudança do curso de qualquer corpo em movimento sobre a superfície terrestre, para a direita, no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul, devido à direcção rotacional e da velocidade da Terra, a qual próximo do equador é de, mais ou menos, 1 666 km/h, mas que diminuiu em direcção aos pólos ; (ii) A circulação vertical das correntes oceânicas pode ser induzida tanto pela acção dos ventos (ressurgência) ou pelas diferenças de densidade da água do mar (circulação termohalina) ; (iii) Em certa regiões dos oceanos, a água pode mover-se, verticalmente, para a superfície ou para o fundo do mar como resultado da circulação superficial, dirigida pelos ventos que carrega a água para longe ou em direcção de essas regiões ; (iv) Este fenómeno de ressurgência (“upwelling” dos autores de língua inglesa) é caracterizado pela ascensão da água profunda, geralmente, fria e rica em nutrientes, em determinadas regiões do oceano, que em consequência, têm, em geral, uma alta produtividade primária, o que pode, mais tarde, favorecer o desenvolvimento de rochas-mãe potenciais, embora, a grande parte da circulação vertical da água nos oceanos está, principalmente, relacionada com as mudanças de densidade das águas superficiais ; (v) Uma aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de geo e consequente aumento de salinidade das águas circunvizinhas.

Movimento Polar...................................................................................................................................................................................................................Polar Motion

Mouvement polaire / Movimiento polar / Polbewegung / 極運動 / Полярные движение / Polodia /

Movimento do eixo de rotação da Terra através da sua superfície.

Ver : «Precessão»

Mudança Climática...........................................................................................................................................................................................Climatic Change

Changement climatique / Cambio climático / Klimawandel / 气候变化 / Климатические изменения / Cambiamenti climatici /

Mudança a longo prazo na distribuição estatística dos padrões climáticos em períodos de tempo, os quais vão de décadas a milhões de anos. As alterações climáticas podem ser limitadas a uma região específica, ou podem ocorrer em toda a Terra. Não confundir o estudo do tempo (estado da atmosfera) com a Climatologia.

Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "

Figura 443 (Mudança Climática) - Os “Alarmistas" (nome geralmente dado aos que adoptam ou adoptaram discursos alarmistas, os quais surgiram nos anos 70 do século XX, principalmente, nos países, industrialmente, desenvolvidos, particularmente, no Ocidente, invocando uma inevitável crise ecológica global em resultado do crescimento não controlado da população, do esgotamento de recursos, da destruição da diversidade biológica natural e da poluição ambiental), assumem que o clima era estável antes da revolução industrial. Eles esquecem que, durante o último milénio: (i) Os Vikings emigraram e cultivaram a Gronelândia e o Canadá (Labrador), no "Período Quente Medieval" (*), quando a temperatura média global era, mais ou menos, 3 ° C acima da temperatura média actual e (ii) A maioria dos corpos de água da Europa estavam congelados durante a "Pequena Idade do Gelo", quando a temperatura média global era de, mais ou menos, 3 ° C inferior a de hoje. Desde o nascimento da Terra, há cerca de 4,5 Ma, as mudanças climáticas são uma realidade. Historicamente, os períodos quentes e frios são, perfeitamente, conhecidos. De 2500 A. C. até hoje, seis períodos quentes ocorreram : (I) Período pré-dinástico do Egipto Antigo ; (ii) Períodos intermédios do Egipto Antigo ; (iii) Império Romano (27 A.C. – 476 A.C.) ; (iv) Idade Média (que termina com a queda de Constantinopla, isto é, mais ou menos, em 1453) ; (v) Séculos XIX e XX e (vi) Século XXI. Os períodos frios correspondem ao : (a) Tempo Nomádico (épocas dos povos nómadas, quer isto dizer, sem habitação fixa, geralmente caçadores ou pastores que não conheciam a agricultura) ; (b) Império Grego (500 A.C. - 146 A.C.) ; (iii) Idade das Trevas (entre os séculos V e IX) ; (iv) Pequena Idade Glaciária (**) e (v) Fim do século XX, no qual a temperatura média global desceu, mais ou menos, 1° C, devido a explosão do vulcão Pinatubo, localizado na ilha de Luzon nas Filipinas (a última erupção ocorreu em Junho de 1991 matando cerca de 800 pessoas sobretudo devido ao fluxo piroclástico, composto de uma mistura de lenha, lama e cinzas, que associadas ao tufão Yunya criaram uma mistura letal de cinzas e de chuva; os efeitos da erupção foram sentidos em todo o mundo pela grande quantidades de aerossóis que ela enviou para a estratosfera, os quais formaram uma camada global de neblina rica em ácido sulfúrico que provocou uma arrefecimento global de, aproximadamente, 0,5°C devido ao facto que as gotículas de ácido sulfúrico provocam a reflexão dos raios solares evitando que esses cheguem à Terra (https://pt.wikipedia.org/wiki/Pinatubo). Estas mudanças climáticas históricas refutam a uma conjectura avançada pelos "alarmistas" sobre o aquecimento global. Quando eles afirmam que a estabilidade do clima, anterior à revolução industrial, foi destruída pelo homem, eles sabem, perfeitamente, que estão a mentir. Como a história do clima falsifica os seus dogmas, os "alarmistas" não gostam ou não gostavam de ouvir falar dela. R. Giegengack (geocientistas da Universidade da Pensilvânia) diz: "As pessoas vêm ver-me e dizem-me, para parar de falar assim, visto que eu estou a prejudicar a causa” (C. Horner, 2007). Como se pode ver nesta figura, os períodos frios correlacionam com períodos de forte actividade vulcânica, de fome e de doença, enquanto que os períodos quentes correlacionam com tempos de menor actividade vulcânica e de desenvolvimento económico e social. Mesmo, tendo em conta que uma correlação não traduz, necessariamente, uma casualidade, tais correspondências não se encaixam bem com as catástrofes e a fome prevista pelo “alarmistas”.

(*) O Período Quente Medieval, corresponde ao período entre, mais ou menos, os anos 800 e 1350 anos A. D., que foi marcado por um significativo aumento da temperatura média da Terra, durante o qual a Islândia, o norte do Canadá e a Gronelândia não estavam cobertos de gelo, o que possibilitou os Islandeses e os Vikings, como Bjarni, Leif (filho de Erik, O Vermelho), Karlsefni, Gudrid, Snorri, etc. (nome que os geocientistas da Total utilizaram para denominar os poços de pesquisa do petróleo perfurados no offshore do Labrador) conquistassem diversos territórios no Labrador já que o mar não estava congelado. Para certos geocientistas, este período quente é um argumento importante de refutação da conjectura avançada por certos ecologistas de que a Terra vive actualmente, o pior cenário de aquecimento global da história da humanidade, o qual teria sido o resultado de uma mudança significativa da salinidade do oceano Atlântico Norte.

(**) Certos geocientistas consideram que a PIG (acrónimo de Pequena Idade do Gelo) começou no século XVI e terminou na primeira metade do século XIX, enquanto outros sugerem que foi ela corresponde ao período que vai do século XIII ao século XVII, no qual os anos de 1650, 1770 e 1850 foram, certamente, os mais frios, separado por intervalos, ligeiramente, mais quentes. O período mais frio da Pequena Era Glacial parece estar relacionado com uma um período de pequenas tempestades solares conhecida como Mínimo de Maunder.

Mudança Eustática..............................................................................................................................................................................................Eustatic Change

Changement climatique / Cambio climático / Klimawandel / 气候变化 / Климатические изменения / Cambiamenti climatici /

Variação global do nível marinho médio (entre a maré alta e baixa), durante um período específico do tempo geológico. Os factores principais de uma variação eustática (variação do nível do mar absoluto ou eustático) são a expansão oceânica e o consumo da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção, isto é, as variações do volume das bacias oceânicas. Estas variações podem seres avaliadas a partir da curva dos biséis de agradação costeiros e dos estudos paleontológicos. As variações do volume da água dos oceanos durante as glaciações e épocas de degelo (eustatismo glaciário) produzem igualmente mudanças eustáticas.

Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "

Figura 444 (Mudança Eustática) - Admitindo que desde a formação da Terra (há cerca de 4,5 G anos atrás), a quantidade de água, sob todas as suas formas, é constante, e que o volume das bacias oceânicas varia ao longo da história geológica, as mudanças eustáticas (variações do nível do mar absoluto ou eustático, isto é, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) são, principalmente, dependentes da tectonicoeustasia ou seja das variações de volume das bacias oceânicas induzidas pelo alastramento oceânico. Todavia, a glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo), a geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e a dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (*) do nível do mar tenham um papel não negligenciável. O volume das bacias oceânicas é, relativamente, pequeno quando os continentes se aglutinam para forma um supercontinente, uma vez que a grande maioria das montanhas oceânica foi consumida ao longo das zonas de subducção de tipo B. Ao contrário, quando os continentes estão afastados uns dos outros, entre eles há muitas dorsais oceânicas (montanhas oceânicas) e assim, o volume das bacias oceânicas é mais pequeno. No primeiro caso, o nível do mar eustático ou absoluto é baixo, enquanto que no segundo é alto. Da mesma maneira, quando o alastramento ou expansão oceânica é rápida, a morfologia das dorsais oceânicas é muito importante o que diminui o volume das bacias oceânicas. Ao contrário, quando o alastramento ou expansão oceânica é lento, o volume das bacias oceânica é maior, uma vez que a morfologia das dorsais oceânicas é menos marcado, visto que o material vulcânico tem tempo de arrefecer e de se tornar mais denso. Assim, como ilustrado nos esquemas desta figura, pode dizer-se, que quando a expansão oceânica é rápida, ela produz um grande volume de dorsais oceânicas e, por conseguinte, o nível do mar sobe e invade os continentes, produzindo o que, normalmente, se chama uma ingressão marinha (ou uma transgressão marinha, que é a mesma coisa). Quando a expansão oceânica é lenta (a velocidade de expansão oceânica é, em média, de 1 cm por ano, isto é, aproximadamente, a taxa de crescimento das unhas de um ser humano), o nível do mar eustático ou global desce, o que produz uma regressão marinha sedimentar, isto é, um deslocamento da linha da costa e dos depósitos associados para o mar. É fundamental confundir estas ingressões e regressões globais, as quais estão associadas com subidas e descidas eustáticas (nível do mar absoluto), com as ingressões e regressões locais, como, por exemplo, as encontradas dentro de um ciclo sequência. Num ciclo sequência (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, que tem uma duração entre 0.5 e 3-5 My), uma ingressão marinha induz um paraciclo eustático ou seja uma subida 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). As ingressões marinhas podem ser em aceleração, ou seja, cada vez mais importantes ou em desaceleração (cada vez mais pequenas). Os sedimentos (paraciclos sequência) depositam-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo que ocorrem depois das ingressões marinhas. Para haver deposição, costa a dentro do rebordo continental, o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem sempre que aumentar. Quando dentro de um ciclo sequência, o nível do mar relativo sobe em aceleração, depositam-se paraciclos sequência com geometria retrogradante (intervalo transgressivo), enquanto que quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração, os paraciclos sequência têm uma geometria progradante. Por outras palavras, nas transgressões (conjunto de ingressões marinhas cada vez maiores e de regressões sedimentares cada vez mais pequenas) os paraciclos sequência são estrato e granodecrescentes para cima, enquanto que durante uma regressão eles são estrato e granocrescentes para cima. Resumindo, dentro de um ciclo sequência, para haver transgressões ou regressões sedimentares, o nível do mar relativo tem sempre que aumentar, quando ele aumenta em aceleração depositam-se transgressões que, globalmente, tem uma geometria retrogradante, quando o nível do mar relativo sobe em desaceleração depositam-se regressões que, globalmente, têm uma geometria progradante bem marcada.

(*) O aumento estérico do nível do mar é função do arranjo espacial dos átomos. Se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta.

Mudança Eustática do Nível do Mar................................................................Eustatic Change in Sea Level

Changement eustatique du niveau de la mer / Cambio eustático del nivel del mar / Eustatische Veränderung des Meeresspiegels / 全球海平面变化 / Эвстатические изменения уровня моря / Variazioni eustatiche del livello del mare /

Expressão redundante, uma vez que eustática implica o nível do mar. Variação global do nível do mar referenciada ao centro da Terra. Os principais factores são: (i) Temperatura ; (ii) Salinidade ; (iii) Quantidade de água sob a forma de neve ou gelo ; (iv) Volume das bacias oceânicas, etc.

Ver: " Eustasia "
&
" Variação do Nível do Mar Relativo "
&
" Acomodação "

Figura 445 (Mudança Eustática do Nível do Mar) - Uma mudança eustática pode ser induzida pela : A) Tectonicoeustasia (variação do nível do mar função do volume das bacias oceânica que é condicionado pelo alastramento oceânico) ; B) Glacioeustasia (variações do volume de água os oceanos induzidas pelas glaciações e épocas de degelo) ; C) Geoidaleustasia (variações da distribuição da água dos oceanos causada pela variações do campo da gravidade terrestre) e D) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar). Unicamente as mudanças glacioeustáticas são, ao mesmo tempo, importantes (> 10 m) e rápidas (< 1 My). As variações do nível do mar podem ser determinadas em relação ao fundo do mar ou em relação ao centro da Terra. As primeiras são relativas, uma vez que elas são função das segundas, mas também dos movimentos do fundo do mar. Se o nível do mar absoluto ou eustático não variar, mas se o fundo do mar descer (subsidência), o nível do mar relativo sobe. Ao contrário, se o fundo do mar subir, o nível do mar relativo desce. As variações do nível do mar relativo são, em geral, locais ou regionais, mas não globais. As variações do nível do mar absoluto ou eustático são variações globais. Por estas razões, na estratigrafia sequencial, os geocientistas consideram sempre dois tipos de nível do mar: (i) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e (ii) Nível do mar relativo, que é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). Assim, uma mudança eustática do nível do mar é uma mudança do nível do mar absoluto ou eustático e não uma mudança do nível do mar relativo. As mudanças eustáticas são, em geral globais e determinadas variações do nível médio do mar (tendo em linha de conta as variações induzidas pelas marés), o que hoje é, relativamente, fácil utilizando os satélites. Todavia, o conceito de variação eustática só tem sentido se : (i) A quantidade de água, sob todas as suas forma, for constante desde o início da formação da Terra e (ii) O volume das bacias oceânicas variar ao longo da história geológica. Até hoje, a primeira conjectura ainda não foi refutada e a grande maioria das observações corrobora-a. A segunda conjectura, é corroborada pelo paradigma da Tectónica das Placas. Com efeito, nos períodos em que todos os continentes estão aglutinados uns contra os outros e o número de placas litosféricas é pequeno, o volume das bacias oceânicas é muito grande (a maior parte das montanhas oceânicas desapareceu ao longo das zonas de subducção do tipo-B). Em consequência o nível do mar eustático desce. Ao contrário, quando, depois da ruptura de um supercontinente, os continentes estão no máximo de dispersão, o volume das bacias oceânicas é muito pequeno, uma vez que há grande número de montanhas oceânicas, isto é, de dorsais oceânicas e, por conseguinte, o nível do mar eustático sobe. Como ilustrado nesta figura, o mesmo sucede com a quantidade de gelo. Durante as glaciações, o nível do mar eustático desce, ao contrário, durante o degelo (deglaciações de certos geocientistas) o nível eustático sobe. Toda a gente sabe que o nível eustático subiu cerca de 120 metros durante os milénios que seguiram o fim da última idade glaciar (mais ou menos, há 21 ka) e que ele se estabilizou, entre 3 e 2 ka. Todavia, uma atenção, particular, tem que ser dada influência das calotas e mantos glaciários ou de gelo (massas de gelo que cobre, respectivamente, uma área menor ou maior que 50 000 km² de um continente) e das plataformas ou mares de gelo (massa de gelo espessa, mas flutuante, que foi descarregada, como ilustrado nesta figura, ou que se formou, directamente, na superfície do mar). A fusão dos primeiros implica uma subida do nível do mar, enquanto que a fusão dos segundos não, uma vez que o gelo é menos denso que a água. A extensão máxima das calotas e mares de gelo (hemisférios Norte e Sul), durante a última idade do gelo, foi atingido, aproximadamente, ao mesmo tempo e mais ou menos, há 19 ka.

(*) Se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta, é o que os geocientistas chamam dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar. Todo o problema é de saber se é o aumento de CO2 na atmosfera que aumenta a temperatura ou se é o aumento da temperatura dos oceanos que libera na atmosfera o CO2.. A capacidade que a água tem de manter um certa quantidade de CO2 dissolvido é função de sua temperatura. Quanto menor a temperatura da água mais CO2 dissolvido ela suporta. Nas altas latitudes, a água da superfície é gelada e permite a dissolução de altas concentrações de CO2 atmosférico. Quando a superfície do mar se congela, o sal é mantido fora do processo de congelamento e dissolve-se na água, imediatamente, debaixo do mar de gelo. Gelada e salgada e com muito CO2 atmosférico dissolvido, a água torna-se mais densa, afunda-se e escoa-se ao longo do talude continental das plataformas polares, invadindo as regiões mais profundas das bacias oceânicas.

Mudança de Fácies......................................................................................................................................................................................................Facies Change

Changement de faciès / Cambio de facies / Fazies ändern / 相变 / Фациальное изменение / Cambio di facies /

Variação lateral ou vertical da litologia ou características paleontológicas em depósitos sedimentares contemporâneos, causada por, ou reflectindo, uma mudança do ambiente de deposição.

Ver: « Ambiente Sedimentar »
&
" Fácies "
&
" Cortejo Sedimentar "

Figura 446 (Mudança de Fácies) - O termo fácies foi definido por Gressly, em 1835, como uma litologia com uma fauna associada. Um ambiente sedimentar não é uma fácies sedimentar. O primeiro é uma parte da superfície terrestre física, química e biologicamente distinta dos terrenos adjacentes. Uma fácies sedimentar é uma massa rochosa, que pode ser definida e distinguida das outras pela sua litologia, geometria, estruturas sedimentares e fósseis. De qualquer maneira, é sempre muito importante distinguir um ambiente sedimentar de uma fácies sedimentar. Não há nenhum problema em identificar um ambiente sedimentar em sedimentos recentes. Se for para a praia (praia baixa) e tirar uma amostra da areia da praia baixa, por definição, ela é um areia da praia baixa. Todavia, quando se estudam sedimentos antigos, quer no campo, quer nos dados sísmicos, é preferível começar por classificá-los em fácies, numa base puramente descritiva. Assim, deve falar-se de uma fácies de areia grossa, fácies argilosa e não de uma fácies fluvial ou fácies turbidítica. Deve evitar-se dizer, por exemplo: "este intervalo corresponde a areias de fácies deltaica". É melhor e muito mais correcto dizer: "este intervalo corresponde a uma fácies arenosa depositada num ambiente deltaico". E sobretudo num diga, como o fazem uma grande parte dos geocientistas americanos, "um mapa em fácies" quando são os ambientes sedimentares que são cartografados. Isto quer dizer, que quando os geocientista americanos consideram que uma sequência vertical de fácies (lei de fácies de Walther) é o produto de uma série de ambientes deposicionais que ficam, lateralmente, adjacentes uns aos outros (em situações em que não há interrupção de sedimentação), eles afastam-se muito da definição original de Armanz Gressly e de J. Walther. Em 1898, J. Walther propôs a lei ou a correlação das fácies dizendo que : “Os depósitos de uma região com a mesma fácies (“faciesbezirk” que em alemão quer, literalmente, dizer fácies da região), assim como, um conjunto de rochas, da mesma região, com diferentes fácies são formadas, lado à lado, embora em numa seção transversal seja vistos uns em cima dos outros”. Em 1907, Haug estandardizou o significado de fácies como a soma das características litológicas e paleontológicas de um determinado depósito num determinado lugar. Em 1970, Selley sublinhou que todas as definições propostas de fácies são, meramente, descritivas e por conseguinte, expressões como fácies fluvial ou fácies turbidítico não são relevantes. Em 1971, Busch aplicou o conceito de cortejos de fácies "faciesbezirk" de Walther a todo um corpo rochoso e não, unicamente, a uma sucessão vertical considerando o “incremento genético de estratos” (IGS) e a “sequência genética dos estratos” (SGI), ou seja, um conjunto de incrementos que envolve mais que um incremento do mesmo tipo genético (um delta é um incremento genético de estratos, enquanto que um edifício deltaico é uma sequência genética de estratos). Em 1977, Brown e Fischer utilizaram o mesmo conceito (“faciesbezik” de Walther) na análise de fácies e renomearam o do “cortejo sedimentar” ("systems tract” geocientistas anglo-saxões). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da Indonésia não é difícil identificar uma mudança de fácies no prisma de nível alto (PNA) do ciclo sequência, limitado entre as duas discordâncias consideradas (descidas significativas do nível do mar relativo que definem um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, com um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My). Este ciclo sequência não está completo. Unicamente o grupo de cortejos de nível alto (CNA) se depositou, no qual se podem reconhecer o intervalo transgressivo (IT), e não cortejo como dizem certos geocientistas, cuja configuração interna é, nas linhas sísmicas, mais ou menos, paralela (devido a resolução sísmica), mas que, globalmente, tem uma geometria retrogradante e o prisma de nível alto (PNA), cuja configuração interna e geometria global são progradantes. Neste exemplo, é ao longo das progradações do prisma de nível alto (PNA), que são linhas cronostratigráficas, que se nota uma mudança de fácies. Esta mudança corresponde à passagem dos carbonatos de água pouco profunda (laguna), a montante, ou seja, a SE, aos argilitos carbonatados profundos da plataforma aberta e talude de recife. Não diga shales carbonatados profundos. Um shale é um argilito com fissilidade o que não é o caso neste exemplo. Esta tentativa de interpretação não refuta a hipótese avançada nos primeiros tempos da Estratigrafia Sequencial que diz que “nos dados sísmicos, como no campo, as linhas fácies cortam as linhas cronostratigráficas (linhas tempos)” mas, ao contrário, ela corrobora-a. A maioria dos reflectores sublinham linhas cronostratigráficas.

Mudança Geológica...................................................................................................................................................................................Geological Change

Changement géologique / Cambio geológico / Geologische Veränderungen / 地质变化 / Геологические изменения / Cambiamento geologico /

Modificação da subsuperfície e superfície terrestre por processos geológicos, como tectónica, erosão, deposição, colisão extraterrestre, etc.

Ver : "Erosão"
&
" Teoria da Tectónica das Placas "
&
« Modelo de Deposição (areia-argila) »

Figura 447 (Mudança Geológica) - Desde a sua origem, há cerca 4,5 bilhões de anos, a Terra já sofreu inúmeras mudanças geológicas. Apesar da aparente estabilidade, os continentes estão em constante movimento, fazendo com que certas cinturas montanhosas apareçam e outras desapareçam, A Terra, está em constante mutação. Os continentes e a crusta oceânica, isto é, a litosfera anda à deriva, sobre um mar de rochas, mais ou menos, liquida (astenosfera). A quantidade de água, sob todas as suas formas, é constante desde a formação da Terra, mas o volume das bacias oceânica muda, o que cria variações importantes do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), produzindo deslocamentos importantes da linha da costa e dos sedimentos costeiros associados. As transgressões sedimentares (*), colectivamente, deslocam a linha da costa e os depósitos costeiros para o continente. As regressões sedimentes, ao contrário, desloca a linha da costa e os depósitos costeiros para o mar. Todos estes fenómenos geológicos são muito lentos e passam, normalmente, desapercebidos. A velocidade média da expansão ou alastramento oceânico, por exemplo, é, em média, equivalente a velocidade de crescimento das unhas de um ser humano, isto é, mais ou menos, 1 a 5 centímetros por ano, por outras palavras, ela é imperceptível. Todavia, num milhão de anos, um mar alarga-se de cerca 500 quilómetros o que, geologicamente, é importante. Embora muitos processos geológicos possam ser vistos ao trabalho dentro do período de uma vida humana normal, as rápidas mudanças abióticas nas paisagens são, normalmente, negligenciadas na avaliação dos ecossistemas. As catástrofes naturais como terramotos, inundações e erupções vulcânicas atraem muita atenção, todavia existem outros processos geológicos que podem mudar em uma década ou menos e que influenciam, fortemente, o ambiente físico e químico. Entre eles podemos citar as alterações das linhas de costa, a erosão dos sedimentos e dos solos, a carsificação, a actividade do solo congelado, assim como as variações da qualidade das águas subterrâneas. Um resumo prático e descrição destes e de outros parâmetros da paisagem física e química é apresentada no conceito de geoindicator (medidas de magnitude, frequência, taxas e tendências de processos geológicos e fenómenos que ocorrem na superfície da Terra, ou perto, sujeitos a alterações que são significativas para a compreensão das mudanças ambientais em períodos de 100 anos ou menos), o qual foi avançado, principalmente, para explicar a importância das alterações geológicas rápidas para os pessoas responsáveis do planeamento e gestão ambiental, quando estas não são geocientistas. Os geoindicadores ajudam a focalizar a atenção sobre as causas das mudanças quer elas sejam antropogénicas ou não. Entre outras áreas onde os geoindicadores podem ser, utilmente, aplicados podemos citar a gestão dos parques nacionais, a gestão das linhas da costa, a avaliação dos impactos ambientais da indústria extractiva, a identificação dos problemas de saúde pública, etc. As mudanças geológicas estão, directamente, associadas ao conceito de eventos geológicos proposto por Gretener, que os classificou de acordo com a sua frequência. Um evento geológico que ocorra, mais ou menos, todos os 100 anos é considerado como um evento regular, enquanto que um evento que ocorra todos os mil anos é considerado como um evento comum. Assim, os terramotos que ocorrem numa dada região, mais ou menos todos os 200-300 anos, como os terramotos de região de Lisboa e de Agadir (Marrocos) devem ser considerados como eventos geológicos regulares. O sismo de Lisboa de 1755 de força 8,7 e 9 graus na escala de Richter, cujo epicentro foi a sudoeste da região do Algarve, a cerca de 300 quilómetros de Lisboa, foi precedido pelos sismos de Lisboa do 26 de Janeiro de 1531, 1344 e 1009. Da mesma maneira, o sismo de 5,9 graus, que ocorreu em 1960 na região de Agadir, foi precedido por um forte sismo, na mesma região, que ocorreu em 1731. Da mesma maneira, na estratigrafia sequencial pode dizer-se que os ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0.5 My e 3-5 My, são, segundo a classificação de Gretener, considerados eventos geológicos comuns. Ao contrário, as orogenias devem ser consideradas como eventos geológicos ocasionais/raros, uma vez a sua duração varia entre dezenas e centenas de milhões de anos (orogenia Caledónica entre 660 Ma to 540 Ma, orogenia Hercínica entre 385 Ma e 280 Ma, orogenia Alpina entre cerca de 40 Ma e 10 Ma.

(*) Transgressões é o nome dado ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais importantes e das regressões sedimentares associadas, as quais, são cada vez mais pequenas. As transgressões ou para evitar mal entendidos, as transgressões sedimentares são o resultado de uma sobreposição vertical de regressões sedimentares cada vez mais pequenas que, globalmente, têm uma geometria retrogradante. Regressões sedimentares é o nome dado ao conjunto de ingressões marinhas cada vez mais pequenas e das regressões sedimentares associadas cada vez mais importantes. O conjunto destas regressões sedimentares tem um geometria progradante.

Mudança Global.................................................................................................................................................................................................................Global Change

Changement global / Cambio global / Globaler Wandel / 全球变化 / Глобальные изменения / Cambiamento globale /

Mudança que afecta ou envolve toda, ou a maior parte da superfície terrestre, como as mudanças eustáticas do nível do mar, as mudanças climáticas, as variações de concentração do carbono, etc.

Ver: " Global (evento geológico) "
&
" Glacioeustasia "
&
" Ciclo Astronómico "

Figura 448 (Mudança Global) - Uma das mudanças globais que está muito na moda é a do CO2. As concentrações de CO2 na atmosfera são, naturalmente, reguladas por numerosos processos que formam o ciclo do Carbono. Pela fotossíntese o carbono é retirado do CO2 do ambiente para formar matéria orgânica: 6CO2 + 6H2O + energia (luz solar) → C6H12O6 + 6O2 (fotossíntese), que é oxidada pela respiração celular, que injecta CO2 para o ambiente: C6H12O6 (matéria orgânica) + 6O2 → 6CO2 + 6 H2O + energia (respiração). O movimento (fluxo) do carbono entre a atmosfera, terra e oceanos é dominado por processos naturais, tais como a fotossíntese das plantas. Enquanto, que estes processos naturais podem absorver algumas das 6,1x10^9 t (toneladas) das emissões antropogénicas de CO2 produzidas todos os anos (medidas em termos de carbono equivalente), cerca de 3,2 10^9 t são adicionadas todos os anos à atmosfera. O desequilíbrio entre emissões e absorção resulta num aumento contínuo do teor de gases com efeito de estufa na atmosfera. Dada a variabilidade natural do clima da Terra, é difícil determinar a importância da mudança que os seres humanos causam. Nos modelos baseados nos computadores (purgamentum init, exit purgamentum), o aumento das concentrações em gases de efeito de estufa produz um aumento da temperatura e estes, por sua vez, produzem mudanças climáticas. Certos geocientistas, sugerem mesmo que o clima se aqueceu no século passado e que a actividade humana é o factor mais importantes. Todavia, certos geocientistas encontraram uma diferença importante (cerca de 800 anos) entre os picos da temperatura média da terra e os picos de CO2 na atmosfera, com os primeiros an preceder os segundos, o que sugere que, provavelmente, é o aumento da temperatura, principalmente, da água dos oceanos dos que induz uma aumento da quantidade de CO2 da atmosfera e não o contrário. Efectivamente, se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta, é o que os geocientistas chamam dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico (função do arranjo espacial dos átomos) do nível do mar. Por outro lado, como a solubilidade do CO2 atmosférico diminui com a temperatura da água (quanto menor for a temperatura da água mais CO2 dissolvido ela suporta) um aumento da temperatura dos oceanos que libera CO2 para a atmosfera. Nas latitudes altas, a água da superfície dos oceanos gela e a sua temperatura, debaixo do mar de gelo é muita baixa, o que permite a dissolução de muito CO2 atmosférico (o sal que não participa no processo de congelamento da água e dissolve-se na água, imediatamente, debaixo do mar de gelo aumentado a sua salinidade). A água fria, salgada e com muito CO2 atmosférico dissolvido, sendo muito mais densa, afunda-se e escoa-se ao longo do talude continental das plataformas polares, invadindo as regiões mais profundas das bacias oceânicas. A subida águas faz-se, principalmente, por mistura vertical em todo o oceano (um período de tempo entre 1000 e 1500 tem sido avançada para que uma molécula de água de faça o circuito completo (*). Compare os números seguintes : (i) A atmosfera contém, mais ou menos, 750 GtC ; (ii) A superfície dos oceanos contém, maios ou menos, 1000 GtC ; (iii) A vegetação, solos e desperdícios contém, mais ou menos, 2200 GtC ; (iv) Os oceanos (interior) têm, mais ou menos, 38000 GtC, o que dá um total de, mais ou menos, 42000 GtC. Por outro lado, cada ano : (a) A superfície dos oceanos troca com a atmosfera cerca de 90 GtC ; (b) A vegetação troca com a atmosfera, mais ou menos, 60 GTC ; (iii) O plâncton troca com a água profunda, mais ou menos, 50 GtC e (iv) A água superficial troca com a profunda cerca de 100 GtC, o que dá um total de, , mais ou menos, 300GtC por ano. Além disso, todos os anos são injectados na atmosfera: (1) Pelo homem, cerca de 3 GtC ; (2) Pelos combustíveis, cerca de 5 / 7 GtC ; (3) Pelo terreno, mais ou menos, 2GtC ; (4) Pela respiração, cerca de 0,3 GtC ; (5) Pelos animais domésticos, mais ou menos, 0,75 GtC ; (6) Pelos desperdícios,, mais ou menos, 0,5 GtC, o que dá um total de cerca de 3 GtC. Assim, para um crescimento económico de 3% por ano, que muitos economistas avançam para que o desemprego não aumente diminua (Lei de Okun, que propõe uma relação inversa entre desemprego e produto interno bruto) são introduzidos na atmosfera, mais ou menos, 0,09 GTC por ano, o que quer dizer, praticamente, nada. Convém distinguir crescimento económico de desenvolvimento económico. Enquanto que o primeiro se refere ao PIB (produto interno bruto), o desenvolvimento económico é um conceito que envolve outros aspectos relacionados com o bem estar de uma nação. Provavelmente, é melhor que o crescimento económico cresça, para haver menos pobres e menos desemprego, do que decresça, como um certo número de ecologistas o sugere.

(*) Fala-se circulação termohalina para designar à circulação oceânica global induzida pelas diferenças de densidade das águas dos oceanos criada pelas variações de temperatura e/ou salinidade, excesso de evaporação sobre a precipitação ou ainda à formação de gelo (aumento de salinidade das águas vizinhas).

Mudança Isostática do Nível do Mar..............................................................................................Isostatic Change in Sea Level

Changement isostatique du niveau de la mer / Cambio isostático del nivel del mar / Isostatische Veränderung des Meeresspiegels / 地壳均衡的海平面变化 / Изостатическое изменение уровня моря / Variazioni isostatica del livello de mare /

Mudança do nível de mar devido à uma remoção de carga sobre a crusta de Terra. O movimento isostático refere-se ao estado de equilíbrio gravitário entre a litosfera e astenosfera, resultante da flutuação das placas litosféricas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida (em geral chamada isostática) quando o peso diminui.

Ver : "Isostasia (princípio)"
&
" Glacioeustasia "
&
" Levantamento Isostático "

Figura 449 (Mudança Isostática do Nível do Mar) - O manto da Terra ainda hoje está fluindo, lateralmente, para preencher as áreas debaixo dos locais onde as camadas de gelo, espessas e pesadas, obrigaram o manto a afundar-se há cerca de 20 000 anos atrás, a quando do máximo da última glaciação. Nesta fotografia da costa Oeste da Nova Zelândia, as mudanças isostáticas do nível do mar, durante o levantamento ou salto isostático podem ser reconstituídas a partir das praias que, sucessivamente, foram levantadas e que, na realidade, correspondem a linhas da costa fósseis. Igualmente, no Norte da Europa, o levantamento isostático reconhece-se, facilmente, não só na Gronelândia, mas também na costa da Noruega, onde a superfície de quase todas as propriedades rurais do litoral aumentou desde o primeiro recenseamento cadastral oficial feito no século XVI. Na realidade, foi o geocientista americano Clarence Edward Dutton dos Serviços Geológicos dos Estados Unidos, que primeiro sugeriu que as mudanças das linhas de costa podiam ser o resultado de ajustamentos dos materiais continentais, se o volume da água, sob todas as suas formas, for constante desde a formação da Terra. Actualmente, todos os geocientistas sabem que, na Terra, partir de uma determinada profundidade (entre 50 e 100 km), a temperatura é suficiente para que o manto sublitosférico tenha um comportamento plástico em relação ao material mais rígido da litosfera sobrejacente (crusta continental, crusta oceânica e manto litosférico), que parece flutuar sobre a astenosfera. O que quer dizer que quando por qualquer razão á uma alteração no relevo litosférico, ao nível da astenosfera há uma compensação de levantamento ou afundamento isostático, de modo a compensar uma tal alteração. O levantamento isostático é, perfeitamente, corroborado por todos os dados sísmicos do offshore da Noruega. Próximo da linha da costa todas as linhas sísmicas mostram uma truncatura nítida dos horizontes anteriores ao degelo, o que, evidentemente, implicações importantes na avaliação do potencial petrolífero de certas regiões, como, por exemplo, na bacia do Cabo Norte (bacia de “Nordkapp") e no arquipélago as ilha aos Ursos (Svalbard). Hoje em dia, nesta regiões todos os intervalos sedimentares ricos em matéria orgânica, quer isto dizer, todas as rochas-mãe potenciais estão, insuficientemente, enterradas para a matéria orgânica possa ter atingido a zona de catagénese, onde ela pode gerar petróleo ou gás. Todavia, entrando em linha de conta com o levantamento isostático, o qual pode atingir várias centenas de metros (mesmo um par de milhares de metros), certos intervalos sedimentares foram enterrados, suficientemente, para que a matéria orgânica das suas rochas -mãe potenciais atingisse a maturação (janela do petróleo). O levantamento isostático é, parcialmente, anulado pela subida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) produzida pela fusão do gelo das calotas e mantos glaciares. Por outro lado, ele pode aumentar ligeiramente, devido sobretudo ao degelo das plataformas de gelo, mas também da banquisa (gelo que se forma sobre a superfície do mar, por solidificação das primeiras camadas de água) e do “pack” (massa de blocos de gelo flutuantes de água salgada, ao contrário dos icebergues, que se destacaram da banquisa" e que podem ou não estar soldados entre eles), uma vez que o gelo é menos denso do que a água. Assim, quando determinar o levantamento eustático, não se esqueça de entrar em linha de conta com a subida do nível do mar absoluto induzida pelas deglaciações (períodos de degelo). Certos geocientistas estimam, que o nível do mar subiu cerca de 120 metros desde a última época glaciar, o que quer dizer que uma praia levantada que hoje se encontra a 50 metros de altitude, na realidade, ela foi levanta pelo menos 170 metros. Note que, o Este da Escócia, que no pico da última glaciação, esteve coberto por uma camada de gelo de, mais ou menos de 1km de espessura, subiu entre 40 e 50 metros nos últimos 1.000 anos. Esta recuperação isostática ainda está em curso, com uma média de 0,2 cm por ano. Se o levantamento isostático continua na Grã-Bretanha, ela aumentará muito a inclinação do terreno. O noroeste da Escócia levantou-se cerca 10 m nos últimos 9 000 anos, enquanto que o SE da Inglaterra se afundou, de tal maneira que as marés em Londres têm, actualmente, uma amplitude de mais de mais 4 m do que na época dos romanos romano. Actualmente, em vários lugares, o levantamento isostático a devido a diminuição do peso do gelo criada praias levantadas e causou o rejuvenescimento dos muitos cursos de água.

Mudança do Nível do Mar Relativo......................................................................Relative Change in Sea Level

Changement relatif du niveau de la mer / Cambio relativo del nivel del mar / Relative Veränderung des Meeresspiegels / 相对海平面变化 / Относительное изменение уровня моря / Variazione relativa del livello del mare /

Variação do nível do mar relativo, ou seja do nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou ao fundo do mar, e que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (levantamento ou subsidência do fundo do mar).

Ver: " Eustasia "
&
" Subsidência "
&
" Espaço Disponível (para os sedimentos) "

Figura 450 (Mudança Relativa do Nível do Mar) - A curva das variações do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) é o resultado de uma combinação da curva eustática (curva das variações do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico preponderante é em extensão ou levantamento, quando ele é em compressão). Como ilustrado nesta figura, a curva das variações do nível do mar relativo é uma onda sinusoidal (onda seno, onda senoidal, sinusóide ou onda onda seno) na qual cada ciclo eustático é limitado entre dois pontos de inflexão descendentes consecutivos. Efectivamente, em matemática, uma curva sinusoidal representa, graficamente, a função seno e, igualmente, a função em si, isto é, a variação do nível do mar relativo. Assim, quando a função é crescente e côncava, em cada ponto, a 1a derivada (*) e a 2a derivada (derivada da derivada) são positivas. Quando a função é crescente e convexa a 1a derivada é positiva, mas a 2a derivada é negativa, isto quer dizer, que desde que a função cresce mas menos, rapidamente, a derivada da derivada muda de sinal). Quando a função é decrescente e côncava a 1a derivada é negativa, mas a segunda é positiva. Finalmente, quando a função é decrescente e convexa a 1a e 2a derivadas são negativas. Os limites dos ciclos eustáticos e estratigráficos são limitados pelos pontos onde a taxa de descida do nível do mar relativo é máxima (pontos onde a 1a derivada da curva, quer isto dizer, onde a inclinação da função é máxima). Como ilustrado, dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência (ciclo estratigráfico associado a um ciclo eustático de 3a ordem, que é caracterizado por um tempo de duração compreendido entre 0,5 e 3-5 My) depositam dois grupos de cortejos sedimentares (conjuntos de associações laterais de sistemas de deposição contemporâneos e geneticamente ligados, cada um dos quais forma um paraciclo estratigráfico ou paraciclo sequência). De baixo para cima, esses grupos de cortejos sedimentares são: (i) Grupo de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo (CNB) é composto de três subgrupos que, de baixo para cima, são: (a) Cones submarinos de bacia (CSB), caracterizados por uma geometria, em geral, planar ; (b) Cones submarinos de talude (CST), caracterizados, em geral, por um geometria ondulada (asas de gaivota em voo) e (c) Prisma de nível baixo (PNB), caracterizado por uma geometria progradante. O grupo de cortejos de nível alto (CNA) é composto por dois subgrupos: (a) O intervalo transgressivo (IT), caracterizado por uma geometria, globalmente, retrogradante e o (b) Prisma de Nível Alto (PNA), caracterizado, como o prima de nível baixo, por uma geometria progradante. Numa curva das variações relativas do nível do mar, as discordâncias correspondem aos pontos onde a taxa de descida do nível do mar relativo é máxima. Durante o período de descida do nível do mar relativo, depositam-se os cones submarinos de bacia (CSB) e de talude (CST). Os primeiros depositam quando a taxa de descida é a mais forte, enquanto que os segundo quando a taxa de descida começa a desacelerar. O prisma de nível baixo (PNB) deposita quando a velocidade de descida do nível do mar relativo entra em desaceleração e mesmo quando o nível relativo do mar começa a subir. O intervalo transgressivo (IT) do grupo de cortejos de nível alto (CNA) deposita-se quando a subida do nível do mar relativo é em aceleração, enquanto que o prisma de nível alto (CNA) se deposita quando a subida do nível do mar relativo é em desaceleração e, mesmo quando ele começa a descer. O prisma de bordadura da plataforma (PBB) é depositado durante as descidas lentas do nível do mar relativo, que não puseram o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Todavia, actualmente, a maioria dos geocientistas prefere falar de regressões forçadas (deslocamento da linha da costa para o mar dentro de um ciclo sequência, quando o nível do mar relativo desce e quando a posição do limite superior do ciclo sequência, é difícil de localizar). O prisma de bordadura de bacia caiu em desuso. A montante do rebordo continental, para haver deposição o nível do mar relativo tem que subir, uma vez que o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) tem que aumentar. Unicamente, os cones submarinos e, particularmente, os cones submarinos de bacia se depositam durante as descidas significativas do nível do mar relativo, quando a plataforma e a parte superior do talude continental são exumadas.

(*) A derivada é um a taxa. Assim a velocidade de um automóvel é a taxa entre a distância que ele percorreu e o tempo que ele demorou a percorrer essa distância. A aceleração de um automóvel é, igualmente, uma taxa entre a variação da velocidade e o tempo dessa variação, isto é, uma a taxa de uma taxa (segunda derivada).