Padrão (cinturas ambientais carbonatadas)................................................................................Standard Carbonate Facies Belt

Standard carbonate facies belts / Modèle (ceintures carbonatées) / Modelo (fajas de facies carbonáticas) / Standard-Carbonat-Fazies Gürtel / 标准的碳酸盐岩带 / Пояс карбонатных фаций / Standard facies carbonatiche cinture /

Independentemente do tempo e contexto geológico, os carbonatos de água pouco profunda têm tendência a formar padrões de cinturas semelhantes. De montante para jusante, observa-se, muitas vezes, a seguinte sucessão: (9) Evaporitos em sabkhas salina ; (8) Plataforma de circulação restrita e planície de maré ; (7) Laguna de plataforma com circulação aberta ; (6) Bordo das areias joeiradas ; (5) Recifes de bordo de plataforma ; (4) Talude externo ; (3) Bordo da plataforma profunda ; (2) Plataforma de mar aberto e (1) Bacia.

Ver: « Sabkha »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 465 (Padrão, cinturas ambientais carbonatadas) - Esta figura ilustra uma sucessão, mais ou menos, típica das cinturas carbonatadas de água pouco profunda, na qual se distinguem os seguintes padrões (a utilização do termo fácies seria confusa, uma vez que dentro de cada padrão podem distinguir-se várias litologias, isto é, várias fácies) : (1) Bacia, localizada debaixo do nível de base e da zona fótica (ou zona eufótica ou zona fótica que é a parte de um ecossistema aquático que recebe luz do Sol suficiente para que ocorra a fotossíntese), passando na parte profunda da bacia através da termoclina (variação brusca da temperatura a uma determinada profundidade de água) ; (2) Plataforma de Mar Aberto, debaixo da acção das vagas em mar calmo, mas dentro da zona atingida pela acção das vagas em mar muito agitado, que pode estar dentro ou um pouco abaixo da zona fótica e, que forma planaltos entre a plataforma activa e a parte profunda da bacia ; (3) Bordo da Plataforma Profunda, debaixo da acção das vagas em mar calmo e debaixo da zona fótica, com cones de detritos formados por sedimentos transportados por correntes de gravidade (iniciam-se quando corpos fluidos de diferentes densidade se encontram, dando início à um movimento relativo entre ambos) ; (4) Talude Externo, com o fundo do mar, fortemente, inclinado (> 1,4°), a jusante da plataforma ; (5) Recifes do Bordo de Plataforma, que são construções orgânicas estáveis localizadas na parte superior do talude externo ou nas rampas dos recifes monticulares das areias bioclásticas ; (6) Bordo das Areias Joeiradas, alongadas areias de baixio e bancos de maré, por vezes, com ilhas de eolianitos (rochas formadas por solidificação de partículas sedimentares depositadas por processos eólicos), localizadas acima do nível de acção das vagas em mar calmo e dentro da zona fótica com forte influência das marés (alterações do nível do mar causadas pela interferência gravitacional da Lua e do Sol sobre o campo gravítico da Terra) ; (7) Laguna de Plataforma com Circulação Aberta, plataforma sub-horizontal dentro da zona fótica e, normalmente, acima do nível da acção das vagas em mar calmo (quando a acção erosiva das ondas do mar atinge, mais ou menos, a profundidade de 10 metros), laguna quando protegido por baixios de areia (conectada com o mar) ; (8) Plataforma de Circulação Restrita e Planície de Maré, conectada com o oceano ; (9) Evaporitos em Sabkhas Salinas, aporte de água do mar episódico e clima árido (presença de gesso e halite). Não esqueça que há cinco tipos principais de plataformas carbonatadas: (i) Plataformas Aureoladas ou Orladas, que são caracterizadas pela presença de recifes ou areias calcárias de baixio (banco de areia carbonatada coberto por água do mar pouco profunda) no rebordo da plataforma e areias argilosas na laguna ou na plataforma aberta ; este tipo de plataforma forma-se em águas calmas e a sua extensão varia entre 10 e 100 km ; (ii) Plataformas de tipo Rampa Carbonatada, nas quais as areias carbonatadas da linha da costa passam, na base da rampa, a areias argilosas e lamas de água profunda ; neste tipo de plataforma os recifes são raros e a largura da rampa pode atingir 100 km ; (iii) Plataformas Epeiricas (ou epíricas), que são caracterizadas pela presença de superfícies de maré e lagunas protegidas ; a largura de uma plataforma epeirica pode alcançar 10 000 km ; (iv) Plataformas Isoladas, nas quais as fácies (litologias) são muito controladas pela orientação dos ventos dominantes ; estas plataformas têm recifes e corpos arenosos, como as plataforma aureoladas, na margem barlavento (voltada para o lado de onde o vento sopra), mas na margem sotavento (na direcção para onde sopra o vento), os sedimentos são mais lamacentos ; uma plataforma isolada pode atingir 100 km de largura ; (v) Plataformas Mortas ou Afogadas, quando elas estão debaixo da zona fótica (onde não há luz suficiente para a fotossíntese, quer isto dizer, utilização do dióxido de carbono (CO2) e água para obter glicose através da energia da luz do sol). Actualmente, as plataforma carbonatadas não orladas ocorrem, em geral, na margem sotavento dos bancos tropicais e ambientes de água fria. As plataformas carbonatadas podem ter uma morfologia em rampa ou planar (plataforma aberta). A ausência de uma barreira, como a que existe nas plataforma aureoladas, é o resultado de uma alta energia que cria litologias litorais complexas com uma grande taxa de transporte sedimentar. Embora os recifes barreira estejam ausentes, recifes pináculos e montículos recifais podem encontrar-se nas plataformas não orladas. As plataformas aureoladas modernas encontram-se sobretudo na Costa tropical do Golfo Arábico, Baía dos Tubarões (Oeste da Austrália) e Yucatão (parte Este).

Paleobatimetria..........................................................................................................................................................................................................Paleobathymetry

Paléobathymetrie / Paleobatimetría / Paläobathymetrie / 古水深 / Палеобатиметрия / Paleobatimetria /

Profundidade da água durante um depósito sedimentar. A montante da ruptura costeira de inclinação de superfície de deposição, ela é, praticamente, zero, o quer dizer, que o espaço disponível para os sedimentos, criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido totalmente. A jusante da ruptura da superfície de deposição, ela aumenta, progressivamente, visto que, unicamente, uma parte do espaço disponível (acomodação) é preenchido. Sinónimo de Paleoprofundidade de Água.

Ver: « Lâmina de Água de Plataforma »
&
« Subida do Nível do Mar Relativo »
&
« Batial »

Figura 466 (Paleobatimetria) - Paleobatimetria é a determinação da antiga profundidade de água no momento de deposição que fornece uma interpretação dos paleoambientes muito utilizada na pesquisa do petróleo, uma vez que ela dá indicações importantes para determinar a história deposicional de uma bacia sedimentar. Os foraminíferos bentónicos são, normalmente utilizados, para este fim. Oa animais que vivem no fundo do mar fornecem, também, informações preciosa. Muitas espécies vivem dentro de um intervalo relativamente limitado de profundidades de água em padrões normalmente relacionados mais com a distribuição da massa de água dentro da bacia do que directamente, com a batimetria. A paleobatimetria pode também ser determinada a partir da interpretação geológica das linhas sísmicas em termos de estratigrafia sequencial. Durante o intervalo transgressivo (IT) do grupo de cortejos de nível alto (CNA) de um ciclo sequência (*), a linha da costa (mais ou menos, a linha de ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição) afasta-se do rebordo continental (que em certos casos pode coincide a linha da costa), uma vez que se forma, pouco a pouco, uma plataforma continental entre elas. Na realidade, durante o intervalo transgressivo, as ingressões marinhas são cada vez mais importantes, enquanto que as regressões sedimentares, que elas induzem, são cada vez menos importantes. Uma tal associação que, colectivamente, certos geocientistas chamam transgressões, cria uma geometria retrogradante, o que quer dizer, que ao fim de cada regressão sedimentar a linha da costa é cada vez menos progradante. o que aumenta a extensão da plataforma continental. No início do prisma de nível alto (PNA), a extensão da plataforma continental é máxima (a linha da costa e os depósitos costeiros associados ocupam a posição mais proximal). Todavia, à medida que a subida, em desaceleração, do nível do mar relativo (nível do mar resultante da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) continua, a linha da costa desloca-se, progressivamente, para jusante, diminuindo, pouco a pouco, a extensão da plataforma. A linha da costa aproxima-se do rebordo continental, que nestas condições de nível alto, enfatiza o rebordo da bacia. Com o tempo (na ausência de uma descida do nível do mar relativo), a partir de um certo momento, a bacia fica sem plataforma, uma vez que linha da costa coincide com o rebordo da bacia (rebordo continental). É o fim da 1a fase do prisma de nível alto. A partir desse momento começa a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA): a bacia não tem mais plataforma continental e a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo continental, o qual funciona também como rebordo da bacia. Teoricamente, a montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que ele coincida com o rebordo da bacia (bacia sem plataforma continental) ou não (bacia com plataforma continental), todo o aumento de espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado por uma subida do nível do mar relativo (que ela seja em aceleração ou desaceleração), é preenchido por sedimentos. Todavia, a jusante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, unicamente uma parte parte do espaço disponível é preenchido. A acomodação é igual à espessura dos sedimentos depositados mais a profundidade de água. A paleoprofundidade da água de deposição, como ilustrado no esquema geológico desta figura, pode ser calculada, facilmente, nas secções geológicas e sísmicas. Para isso, basta individualizar: (i) As linhas cronostratigráficas que enfatizam as superfícies deposição (reflectores em azul no detalhe A,B,C,D) ; (ii) Em cada linha cronostratigráfica por em evidência a ruptura costeira de inclinação, que corresponde, grosseiramente, à linha da costa (círculos pretos) ; (iii) A linha que passa pelas rupturas de costeiras (linha preta ponteada), que sublinha uma paleoprofundidade de deposição zero ; (iv) Para cada linha cronostratigráfica, considerar como plano de referência o sector a montante da ruptura costeira que corresponde, mais ou menos, a planície costeira (paleoprofundidade deposição zero) ; (v) Traçar um plano paralelo ao plano de referência no ponto (da mesma linha cronostratigráfica) onde se quer determinar a paleoprofundidade de deposição ; (vi) A distância vertical, entre esse plano e o plano de referência, dá a paleoprofundidade de deposição nesse ponto do talude deltaico ou do talude continental função da escala ; (vii) A linha que une os quadrado negros enfatiza uma paleoprofundidade de 50 m.

(*) Um ciclo sequência é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 1a ordem, ou seja, induzido por um ciclo eustático de duração entre 0,5 My e 3-5 My. Um ciclo sequência é composto por cortejos sedimentares que se podem reunir em dois grupos: (i) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de cortejos de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo que é o grupo inferior é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB). O grupo de cortejos de nível alto é composto por dois subgrupos que, de baixo para cima, são: d) Intervalo transgressivo (IT) e e) Prisma de nível alto (PNA).

Paleoclimatologia..................................................................................................................................................................................................Paleoclimatology

Paléoclimatologie / Paleoclimatología / Paläoklimatologie / 古气候学 / Палеоклиматология / Paleoclimatologia /

Variações climáticas do passado. A climatologia moderna, que é baseada num grande número de observações feitas durante um pequeno intervalo de tempo, que, muitas vezes, correspondem a medidas directas das propriedades e características da atmosfera, oceanos e gelo, explica mal as mudanças climáticas, isto é a, paleoclimatologia.

Ver: «Climatologia»

Paleoprofundidade de Água ......................................................................................................................................................................Paleowater

Paléoprofondeur d'eau / Paleoprofundidad de agua / Paleowater (Fossil Wasser) Tiefe / 古水（火水）深度 / Палеоглубина / Profondità di paleowater (acqua Fossil) /

Profundidade da água sob a qual um determinado intervalo sedimentar se depositou. A montante da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, a profundidade de água é praticamente zero, quer isto dizer, que o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido totalmente. A jusante da ruptura de inclinação da superfície de deposição, ela aumenta, progressivamente, visto que, apenas, uma parte do espaço disponível (acomodação) é preenchido.

Ver: « Lâmina de Água de Plataforma »
&
« Paleobatimetria »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 467 (Paleoprofundidade de Água) - Dentro de um ciclo sequência que é um ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, ou seja, induzido por um ciclo eustático de duração entre 0,5 My e 3-5 My, os cortejos sedimentares que o formam podem reunir-se em dois grupos: (i) Grupo de cortejos de nível baixo (CNB) e (ii) Grupo de cortejos de nível alto (CNA). O grupo de cortejos de nível baixo que é o grupo inferior é composto por três subgrupos de cortejos sedimentares, que de baixo para cima são: a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; b) Cones submarinos de talude (CST) e c) Prisma de nível baixo (PNB). O grupo de cortejos de nível alto é composto por dois subgrupos que, de baixo para cima, são: d) Intervalo transgressivo (IT) e e) Prisma de nível alto (PNA). Em condições geológicas de nível baixo do mar, ou seja, quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, durante o depósito do prisma de nível baixo (PNB), a linha da costa coincide, mais ou menos, com o rebordo da planície costeira, o que quer dizer que a bacia não tem plataforma continental. Em condições geológicas de nível alto do mar, ou seja, quando o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia, a posição da linha da costa em relação ao rebordo continental é variável. Durante o depósito do intervalos transgressivo (IT) e da 1a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a linha da costa está a montante do rebordo continental, que é igualmente o rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Todavia, embora no início do prisma de nível alto (PNA) a bacia tenha uma plataforma continental, a partir de um certo momento, devido a progradação da ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa), a plataforma continental é, totalmente, fossilizada pela progradações do prisma de nível alto. É o fim da 1a fase de evolução do prisma de nível alto. A partir desse momento, a bacia não tem mais plataforma continental. É o início da 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, durante a qual a linha da costa é, mais ou menos, coincidente com o rebordo continental. Estas condições geológicas são, por vezes, exageradas nas linhas sísmicas, uma vez que, devido resolução sísmica (distância mínima entre duas interfaces para haver duas reflexões distintas ou espessura mínima que um intervalo sedimentar dever ter para que existam reflexões distintas do topo e da base do intervalo), todos os intervalos transgressivos (IT) com uma espessura inferior a 30-40 metros não se podem pôr em evidência. Por outras palavras, se numa linha sísmica, dentro de um ciclo sequência, existir uma lâmina de água de 20 metros sobre uma plataforma continental, a bacia é interpretada como não tendo plataforma continental e a ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição, que é, grosseiramente, equivalente à linha da costa, é considerada como coincidente com o rebordo continental. Desde que a ruptura costeira de inclinação de uma linha cronostratigráfica é reconhecida, uma avaliação grosseira da paleobatimetria é possível como é o caso no autotraço ilustrado nesta figura. Neste autotraço (quando os principais reflectores de uma linha sísmica são sublinhados de maneira automática ou manual por traços de lápis) de um detalhe de uma linha sísmica do offshore da Indonésia, ilustrado nesta figura, pode dizer-se, que as rupturas costeiras de inclinação da superfícies de deposição correspondem aos sucessivos rebordos da bacia, uma vez que elas marcam o limite entre a planície costeira e a parte superior do talude continental dentro de cada ciclo sequência. Sismicamente, ou seja, tendo em linha de conta a resolução sísmica, pode dizer-se que neste autotraço há bacias (uma vez que vários ciclos sequência são visíveis) que não tem plataforma. É fácil identificar as rupturas de inclinação ao longo dos reflectores (linhas cronostratigráficas). Elas marcam as posições sucessivas do rebordo continental (rebordo da bacia e mais ou menos a linha da costa) e constatar que a linha que as une (m tracejado) é diacrónica. Ela corta todas as linhas cronostratigráficas. Assumindo, que em tempo, a montante do rebordo da bacia (em condições geológicas de nível alto), a paleoprofundidade é zero, para determinar a paleoprofundidade nos sedimentos do talude continental, basta tomar a parte do reflector a montante do rebordo da bacia (que aqui também é a ruptura da deposição costeira) como linha de referência e descolá-la, paralelamente, para baixo de uma certa quantidade de tempo, neste exemplo 0,20 e 0,40 milissegundos. A intersecção dessas linhas com o reflector cronostratigráfico indica os sedimentos que se depositaram com uma paleoprofundidade de 0,20 e 0,4 milissegundos (tempo duplo).

Paleotétis......................................................................................................................................................................................................................................................Paleo - Tethys

Paléo-Téthys / Paleo-Tetis / Paläotethys / 古特提斯洋 / Палеотетис / Oceano Paleo-Tetide /

Oceano que, no Paleozóico, separava os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia. A abertura do Paleotétis começou no Silúrico na margem norte do Gondwana.

Ver: «Mar de Tétis»

Pangeia.....................................................................................................................................................................................................................................................................................Pangea

Pangée / Pangea / Pangaea / 盤古大陸 / Пангея / Pangée /

Supercontinente formado no fim do Paleozóico, que era constituído por dois grandes continentes: (i) Gondwana, ao sul e (ii) Laurasia, ao norte.

Ver: « Supercontinente »
&
« Colisão Continental »
&
« Rodínia »

Figura 468 (Pangeia) - O termo Pangeia, que em grego antigo quer dizer “Toda a Terra” deriva da junção de pan ("πᾶν", todo, inteira en grego) e Gaia Deusa da Terra), designa o supercontinente que existiu durante o Paleozóico Tardio e o Mesozóico Inicial. Dois pequenos supercontinentes constituem o supercontinente Pangeia. Ao norte, o pequeno supercontinente Laurasia, formado pela junção do continente Laurência (América do Norte) e do continente Eurásia (excluindo Índia) e ao sul, o pequeno supercontinente Gondwana, que pode ser subdividido em Gondwana Oriental (Africa, Antarctica oriental, Austrália, Índia, Madagascar, Arábia, Nova Guiné, norte da China, sul da China, Indochina e Bacia do Tarim) e Gondwana Ocidental (Amazonas, cratão do Rio da Prata, África ocidental, Flórida, Avalónia e Sul da Europa). O supercontinente Pangeia era rodeado pela Oceano Panthalassa (*) que incluía o Mar de Tétis entre o pequenos supercontinentes Laurasia e Gondwana, o qual pode ser considerado como o proto-mediterrâneo. Em 1858, o geógrafo António Snider-Pellegrini ilustrou, em dois mapas, a hipótese de que os continentes americano e africano estiveram, no passado geológico, juntos antes de se separem mais tarde. No início do século XX, Alfred Wegener avançou a hipótese que, um enorme continente, que ele denominou Pangeia, existia antes de se fracturar no início do Mesozóico e que os fragmentos continentais, assim individualizados, separam-se uns dos outros continuando até, mais ou menos, ao Presente. Nesta hipótese, que os geocientistas chamaram a deriva dos continentes, Wegener admitia que o supercontinente Pangeia começou a partir-se à cerca de 225 / 200 milhões de anos atrás e que ele se fragmentou, mais ou menos, nos continentes que nós hoje comecemos. A hipótese de Wegener era baseada, principalmente, no facto que, para ele, a América do Sul e África têm linhas da costa complementares, o que tinha já sido, avançado três séculos antes por Abraão Ortelius. Wegener notou, igualmente, a presença de estruturas geológicas e fósseis de animais e plantas muito semelhantes em ambas as costas, embora hoje, elas estejam separadas por milhares de quilómetros pelo Oceano Atlântico. Wegener conjecturou que era, fisicamente, impossível que muitos desses organismos pudessem nadar ou ser transportados ao longo de uma distância tão grande. Para ele, a presença de fósseis semelhantes em ambas as costas da América do Sul e oeste da África era uma evidência, que no passado, os dois continentes tinham estado colados. Na hipótese de Wegener, a deriva dos continentes, depois da ruptura da Pangeia, explicava não só a presença de fósseis semelhantes em ambas as margens, mas também a evidência de mudanças climáticas importantes em ambos os continentes. A descoberta de fósseis de plantas tropicais (depósitos de carvão) na Antárctica sugeria, também, que esta terra gelada esteve, no passado, situada perto do equador. Embora a ideia do supercontinente de Wegener fosse combatida durante muitos anos, o advento da Tectónica das Placas corroborou a ideia de base de Wegener, mas não os detalhes e, sobretudo, os mecanismo de ruptura e de separação dos continentes. Na teoria da Tectónica das Placas não são os continentes que se deslocam, como na hipótese de Wegener, mas as placas litosféricas que transportam com elas os continentes como o faz um tapete rolante. Após a formação da Pangeia, no Pérmico, quase toda a terra estava aglutinada neste supercontinente. Apenas o cratão do Yangtze (Sul da China), parte da Indochina e o microcontinente da Ciméria esta separados no Mar de Tétis. A Pangeia tomou a forma de um C, cujo centro estava sobre o equador. Ela era limitada, ao nível do equador, por uma grande cintura de montanhas (cadeia Hercínica) orientada Este-Oeste. Toda a área central, de 40° Sul a 40° Norte, era formada de grandes desertos que cobriam a maior parte da actual América do Norte, do Sul, África e Europa. O norte da Norte da Europa (actual área do Mar do Norte) era coberta por um mar interior pouco profundo, muito salgado, e, ocasionalmente, ligado ao oceano. A Europa estava separada da Sibéria por um mar estreito e pouco profundo que ligava o oceano Panthalassa (ao norte) e o Mar de Tétis (ao sul). Este mar era bordado, do lado da Sibéria, pela cadeia de Montanhas do Ural.

(*) A primeira e principal diferença básica entre mar e oceano é a sua extensão territorial. Os oceanos ocupam grandes extensões e são delimitados por porções de terra (na verdade, são as terras emersas que são delimitadas pelos oceanos), enquanto os mares são bem menores e costumam ser delimitados pelos continentes em boa parte de suas entradas (http://escolakids.uol.com.br/qual-a-diferenca-entre-mar-e-oceano.htm)

Panótia................................................................................................................................................................................................................................................................................Pannotia

Pannotie / Pannotia / Pannotia, Vendia, Größeres Gondwanaland / 潘諾西亞大陸 / Паннотия / Pannotia, Supercontinente vendiano /

Oceano que, no Paleozóico, separava os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia. A abertura do Paleotétis começou no Silúrico na margem norte do Gondwana.

Ver: «Protopangeia»

Panthalassa...............................................................................................................................................................................................................................................Panthalassa

Panthalassée / Pantalassa / Panthalassa / 泛古洋 / Панталасса / Panthalassa /

Grande oceano que existiu na Terra antes da ruptura da Pangeia, no qual as correntes marinhas eram simples e lentas, com um clima, provavelmente, mais quente do que hoje.

Ver: «Gondwana»

Paraciclo Eustático......................................................................................................................................................................................Eustatic Paracycle

Paracycle eustatique / Paraciclo eustático / Paracycle eustatischen / 全球海平面准周期 / Эвстатический парацикл / Paraciclo eustatico /

Intervalo de tempo ocupado por uma ascensão e estabilização relativa do nível do mar (escala regional), seguida por outra subida relativa sem que nenhuma descida relativa do nível do mar significativa ocorra. Os paraciclos eustáticos são, provavelmente, induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch, os quais controlam a energia solar recebida pela superfície da Terra. As variações climáticas induzem mudanças da quantidade de água nas bacias oceânicas. Os ciclos orbitais de Milankovitch têm durações de 19 k, de 23 k, de 41 k e de 100 k anos.

Ver: « Ciclo de Milankovitch »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 470 (Paraciclo Eustático) - A definição de uma superfície de inundação (limite de paraciclo sequência) é independente do modo de formação. Ela pode ser produzida quer, unicamente, por uma subida eustasia (variações o nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), quer por uma subida do nível do mar relativo (nível do mar local, referenciado à base dois sedimentos, ao fundo do mar ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre que é o resultado da acção conjunta do nível do mar absoluto e da tectónica (subsidência ou levantamento), quer por uma falha ou simplesmente pelo aprofundamento da água resultante da subsidência por compactação de um lóbulo deltaico induzida pela compactação ou mesmo pelo deslocamento lateral de depocentro deltaico (efeito de pêndulo). Um paraciclo eustático ou o paraciclo sequência associado podem ser criados por mecanismos autocíclicos (mecanismos que ocorrem, unicamente, dentro da bacia sedimentar, como, marés, tempestades, etc.) ou por mecanismos alocíclicos (mecanismos que ocorrem fora da bacia sedimentar, como, as variações o nível do mar, o clima, a tectónica, etc.). Considerando, unicamente, a influência da precessão do eixo de rotação da Terra (mudança giroscópica do eixo de rotação que não se alinha com o eixo da eclíptica, mas precessiona em torno dele, da mesma forma que um pião quando gira precessiona em torno do eixo vertical ao solo) e da excentricidade da órbita (afastamento da órbita da forma circular) pode dizer-se que as subidas do nível do mar absoluto ou eustático representam paraciclos eustáticos, uma vez que, praticamente, não há descidas relativas entre cada incremento, como se pode constatar nesta figura. Assim, quando as variações eustáticas (referenciadas, em geral, ao centro da Terra) induzidas pela excentricidade e precessão são combinadas com a subsidência da bacia, é evidente, que é a eustasia que desempenha o papel preponderante na ciclicidade das variações do espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Em outros termos, é a eustasia, ou seja, as variações do nível do mar absoluto que produzem a ciclicidade dos depósitos sedimentares. Esta conjectura é difícil de refutar, mesmo nas bacias sedimentares associadas aos regimes tectónicos compressivos (bacias de antepaís e cadeias de montanha). Lembremos que o nível do mar absoluto ou eustático é função da: (i) Tectonicoeustasia (controlada pela variação do volume das bacias oceânicas) ; (ii) Glacioeustasia (controlada pela variação de volume de água dos oceanos, principalmente associada a quantidade de gelo) ; (iii) Geoidaleustasia (controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre) e (iv) Dilatação térmica dos oceanos (*) ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). Todavia, certos geocientistas pensam que nas bacias sedimentares associadas à formação das megassuturas, a tectónica pode, em certos casos, ser a principal responsável da ciclicidade dos depósitos sedimentares. É importante não esquecer que dentro de um ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3.5 My), entre cada paraciclo eustático (aumento do espaço disponível para os sedimentos) há um período de estabilidade do nível do mar relativo durante o qual os sedimentos se depositam. Tudo se passa da maneira seguinte: (i) Ingressão marinha (subida a do nível do mar relativo ou paraciclo eustático), que produz um deslocamento da linha da costa para o continente e cria, no fundo do mar, uma superfície de ravinamento ; (ii) Período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual à linha da costa se desloca para o mar (progradação), à medida que os sedimentos (clásticos) se depositam, em geral, por progradações sigmóides ; (iii) A progradação la linha da costa pode ou não ultrapassar a posição que ela tinha antes da subida do nível do mar relativo (no primeiro caso há um regressão sedimentar enquanto que no segundo há uma retrogradação sedimentar) ; (iv) Nova subida do nível do mar relativo, que pode ser mais importante que a precedente (em aceleração) ou menos importante (em desaceleração) e assim por diante até que ocorra uma descida significativa do nível do mar relativo que cria uma discordância.

(*) O efeito estérico vem do facto que cada átomo contido numa molécula de água ocupa um determinado espaço. Um aumento da temperatura da água aumenta o tamanho dos átomos. Na realidade, a repulsão de Pauli ou de Born implica que uma certa quantidade de energia é requerida para sobrepor as nuvens dos lóbulos orbitais electrónicos para que os átomos sejam trazidos mais perto uns dos outros. Um gasto ou um ganho de energia afecta a forma normal da molécula e as suas propriedades.

Paraciclo do NRM (nível relativo do mar)...........................................................................................................................Paracycle of RSL

Paracycle du NRM / Paraciclo de NRM (nivel relativo del mar) / Paracycle die NRM (relative Meeresspiegel) /相对海平面（RSL）准周期（相对海平面） / Парацикл относительного уровня моря / Paraciclo il NRM /

Intervalo de tempo ocupado por uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha). Um paraciclo do nível do mar relativo (paraciclo eustático ou ingressão marinha) é separado do paraciclo seguinte por uma estabilização do nível do mar relativo durante a qual os sedimentos se depositam (regressão sedimentar). Não existe nenhuma descida do nível do mar relativo, isto é, não existe nenhuma discordância, entre dois paraciclos do nível do mar relativo (paraciclos eustáticos) consecutivos, mas sim superfícies de inundação e de ravinamento.

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

Figura 470 (Paraciclo do NRM, nível relativo do mar) - Função do intervalo de tempo entre as duas descidas do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, o qual é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, e da tectónica) que delimitam os ciclos eustáticos, diferentes ordens de grandeza podem ser consideradas. Os ciclos eustáticos de 1a ordem têm um tempo de duração superior a 50 My, o que quer dizer, que o intervalo de tempo entre as descidas do nível do mar relativo consideradas é superior a 50 milhões de anos. Os ciclos eustáticos de 2a ordem têm um tempo de duração compreendido entre 3-5 My e 50 My. Os ciclos eustáticos de 3a ordem têm um tempo de duração entre 3-5 My e 0,5 My. O tempo de duração dos ciclo eustáticos de 4a e 5a ordem (ciclos de alta frequência) varia entre 0,1 e 0,5 My. Inicialmente, P.Vail considerou que os ciclos eustático de 3a ordem tinham um tempo de duração entre 0,5 e 3 My. Todavia, muitos geocientistas constaram, que uma grande parte dos ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, induzidos pelos ciclos eustáticos de 3a ordem, eram, muitas vezes, limitados por discordâncias cujas idades diferiam atingiam, mais ou menos, 5 My. Assim é preferível considerar os ciclos eustáticos de 3a ordem como limitados entre 0,5 e 3-5 My, o que não muda grande coisa, mas que ao ponto de vista teórico nos parece mais correcto. Efectivamente, matematicamente, um evento geológico é considerado instantâneo quando o tempo de mudança é 1/100 do tempo total, uma vez que num gráfico (escala natural, ou seja, 1:1) o tempo de mudança é, praticamente, zero (unicamente numa escala dilatada ele é medível). Isto quer dizer, durante o Fanerozóico, que durou cerca de 600 My, todo evento geológico com uma duração inferior a 6 My pode ser considerado como um evento instantâneo ou, por outras palavras, todo ciclo eustático de duração inferior a 6 My é um evento instantâneo, pelo menos em relação ao tempo geológico do Fanerozóico. Um paraciclo eustático, corresponde a um incremento de uma subida do nível do mar relativo, quer isto dizer, a uma ingressão marinha ou a um acréscimo de uma ingressão marinha em série. Num conjunto de paraciclos eustáticos, cada paraciclo é limitado entre dois períodos de estabilidade do nível do mar relativo. É durante esses períodos de estabilidade do nível do mar relativo que os sedimentos se depositam à medida que a linha da costa se desloca para o mar formando um paraciclo sequência que não é outra coisa que uma regressão sedimentar limitada entre duas ingressões marinhas. Uma ingressão marinha (paraciclo eustático) desloca, unicamente, a linha da costa para o continente criando no fundo do mar uma superfície de ravinamento devido à acção das vagas. Os paraciclos sequência, induzidos pelos paraciclos eustáticos, formam todos os subgrupos de cortejos sedimentares que se podem reconhecer dentro de um ciclo sequência completo, que de baixo para cima são: (a) Cones submarinos de bacia (CSB) ; (b) Cones submarinos de talude (CST) ; (c) Prisma de nível baixo (PNB) ; (d) Intervalo transgressivo (IT) ; (e) Prisma de nível alto (PNA). Obviamente, um paraciclo eustático não é um ciclo, uma vez que entre as subidas do nível do mar relativo, que são enfatizadas por superfícies de ravinamento, na base, e por superfícies de inundação, no topo, há um período de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual se depositam os sedimentos, à medida que a linha da costa se desloca o mar, que formam os paraciclos sequência e não descidas do nível do mar relativo. Um conjunto de paraciclos eustáticos limitado por descidas do nível do mar relativo que formam um ciclo eustático. Da mesma maneira, os paraciclos sequência induzidos por paraciclos eustáticos não são ciclos estratigráficos, uma vez que eles são limitados por superfícies de inundação e não por discordâncias. Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica do offshore da Noruega, os paraciclos sequência são, raramente, reconhecido nas linhas sísmicas convencionais devido a resolução sísmica. Eles são, unicamente, visíveis quando uma tentativa de interpretação ao nível hierárquico dos ciclos sequência é possível, quer isto dizer, quando as superfícies de inundação, que os limitam, são bem individualizadas e permitem de reconhecer os grupos e subgrupos de cortejos sedimentares que formam um ciclo sequência, o que não é o caso nesta interpretação, uma vez que ela é feita em pacotes que, provavelmente, correspondem a subciclos de invasão continental induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem.

Paraciclo Sequência...................................................................................................................................................................................................Parasequence

Paracycle séquence / Paraciclo secuencia / Parasequenz / 准层序 / Парасеквенция / Parasequenza /

Camada ou sucessão de camadas sedimentares, mais ou menos, conformes, geneticamente ligadas e limitadas por duas superfícies ravinamento consecutivas induzidas por inundações marinhas (ingressões marinhas). Um paraciclo sequência (parassequência para certos geocientistas, particularmente, nos primeiros tempos da estratigrafia sequencial) é a unidade estratigráfica depositada durante um paraciclo eustático. Embora a maior parte dos paraciclos sequencia estejam associados às sucessivas subidas do nível do mar relativo (ingressões marinhas) da curva das variações do nível do mar relativo, dois tipos particulares de paraciclos sequência podem existir dentro de um ciclo sequência: (i) Periódicos e (ii) Episódicos. Os primeiros estão ligadas aos ciclos orbitais de Milankovitch e depositam-se, de preferência, durante os intervalos transgressivos (IT). Os segundos depositam-se, de preferência, nos prismas de nível alto nível (PNA) e de nível baixo (PNB) são, na maior parte das vezes, causados pelos deslocamentos dos lóbulos deltaicos. Os paraciclos sequência episódicos são chamados subsequências por certos geocientistas, os quais reservam termo de parassequência para os paraciclos sequência periódicos.

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

Figura 471 (Paraciclo Sequência) - Contrariamente ao ciclos eustáticos (que eles sejam deduzidos das variações do nível do mar relativo (*) ou absoluto), que são limitados por descidas significativas do nível do mar, os paraciclos eustáticos são limitados por subidas sucessivas do nível do mar relativo sem descidas entre elas. Todavia, entre os paraciclos eustáticos existem períodos, mais ou menos longos, de estabilidade do nível do mar relativo. Obviamente, e como o seu nome indica, um paraciclo eustático não é ciclo eustático. Um conjunto de paraciclos eustáticos pode formar um ciclo eustático quando ele é limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo. Da mesma maneira, um paraciclo sequência, que é induzido por um paraciclo eustático, não é um verdadeiro ciclo estratigráfico, uma vez que ele não é limitado entre duas discordâncias, isto é, por duas superfícies de erosão, mais sim por duas superfícies de ravinamento ou duas superfícies transgressivas (limitado entre duas ingressões marinhas, que elas sejam cada vez maiores ou cada vez mais pequenas). Sob o ponto de vista semântico, não se deve dizer ciclo parassequência ou parassequência (termo que caiu em desuso), mas de preferência paraciclo sequência. Embora se diga que um paraciclo sequência é induzido por um paraciclo eustático, não se deve esquecer que a subida do nível do mar relativo (ou seja a ingressão marinha) que enfatiza o paraciclo eustático inunda o continente, deslocando a linha da costa para montante, aumentando assim o espaço disponível para os sedimentos, isto é, aumentando a acomodação. A deposição ocorre durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que se segue a uma ingressão marinha (que ela seja em aceleração ou desaceleração, quer isto dizer, maior ou menor que a ingressão precedente). Assim, à medida que os sedimentos (clásticos) se depositam, em geral, por progradações sigmóides, a linha da costa desloca-se para o mar até que uma nova subida do nível do mar relativo aconteça e que desloque, outra vez, a linha da costa para o continente. Esta série de eventos continua até que ocorra um descida significativa do nível do mar relativo que ponha o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia, isto é, que exume os sedimentos depositados a montante do rebordo da bacia, quer este coincida (bacia sem plataforma ou não (bacia com plataforma) com o rebordo continental. Todos os paraciclos sequência correspondem a regressões sedimentares, uma vez eles se depositam à medida que a linha da costa se desloca para o mar, o que quer dizer que todos os paraciclos sequência tem uma geometria progradante, mais ou menos, bem marcada função da escala de representação. Em geral, cada paraciclo sequência corresponde a uma associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados, o que quer dizer que, em geral, um paraciclo sequência corresponde a um cortejo sedimentar. Todavia, há excepções. Um paraciclo sequência pode ser formado por vários cortejos sedimentares. Além disso, tendo em linha de conta a resolução sísmica, quando a estratigrafia sequencial é feita a partir de dados sísmicos, é evidente, um paraciclo sequência é, em geral formado por vários cortejos sedimentares. É por isso que dentro de um ciclo sequência, é mais correcto reunir os cortejos sedimentares em subgrupos e grupos de cortejos sedimentares. Os paraciclos sequência formam todos os membros estratigráficos dos dois grupos de cortejos sedimentares de um ciclo sequência. Assim, pode dizer-se que eles são os blocos de construção do prisma de nível baixo (PNB), do intervalo transgressivo (IT) e do prisma de nível alto (PNA). Durante o intervalo transgressivo (IT) as superfícies de inundação que os individualizam estão associadas a taxas de subidas do nível do mar relativo em aceleração, enquanto que durante os prismas (intervalos progradantes) eles estão associadas a taxas de subidas do nível do mar relativo em desaceleração. Em certos casos, sobretudo, durante episódios deltaicos, as superfícies de inundação que individualizam os lóbulos deltaicos, podem ser induzidas pelo efeito de pêndulo dos centros de deposição (depocentros) deltaicos.

(*) O nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado quer à base dos sedimentos, ou seja, ao topo da crusta continental, quer ao fundo do mar, ou a qualquer outro ponto fixo da crusta terrestre. Ele é o resultado da acção conjunta 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 os sedimentos são alargados ou levantamento quando os sedimentos são encurtados.

Paraciclo Sequência(episódico)...............................................................................................................................................Episodic Paracycle

Paracycle séquence épisodique / Paraciclo secuencia episódico / Episodische paracycle / 情节paracycle / Эпизодическая парасеквенция / Paraciclo episodico /

Um dos dois tipos de particulares de paraciclos sequência que se podem encontrar num ciclo sequência. Os paraciclos sequencia episódicos são induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Eles são, particularmente, bem visíveis, sobretudo, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência.

Ver: «Ciclo Eustático de 5a Ordem»

Paraciclo Sequência(periódico)...............................................................................................................................................Periodic Paracycle

Paracycle séquence périodique / Paraciclo secuencia periódico / Periodische paracycle / 幕式准周期 / Периодическая парасеквенция / Paraciclo periodico /

Um dos dois tipos de particulares de paraciclos sequência que se podem encontrar num ciclo sequência. Os paraciclos sequencia episódicos são induzidos pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Eles são, particularmente, bem visíveis, sobretudo, nos intervalos transgressivos (IT) dos ciclos sequência.

Ver: «Ciclo Eustático de 5a Ordem»

Paraconformidade..................................................................................................................................................................................................Paraconformity

Paraconformité / Discordancia paralela no erosional, Paraconformidad / Diskordanz paraconformable Schichten /侵蚀不整合没有平行 / эрозионно Несогласие не параллельны / Paraconformità /

Superfície plana que separa duas séries de camadas paralelas entre si. Para certos geocientista, é um tipo de discordância em que estratos são paralelos. Como não há erosão aparente, uma paraconformidade assemelha-se a um simples plano de estratificação. Em água pouco profunda, uma paraconformidade pode corresponder uma discordância (críptica). Em água profunda, ela podem corresponder a um limite entre dois ciclos estratigráficos

Ver: « Desconformidade »

Parálica (área)...............................................................................................................................................................................................................................................................Paralic

Paralique (zone) / Parálica (área) / Paralische / 海陆过渡相 / Паралическая (зона) / Paralici /

Região que corresponde à faixa entre a rebentação das ondas do mar e a terra sempre-emersa. A região ou área parálica é, também, conhecida como região litoral. Sinónimo de Litoral.

Ver: « Plataforma Litoral »
&
« Onshore »
&
« Plataforma da Preiamar »

Figura 472 (Parálica, área) - Os ambientes e depósitos parálicos (que de depositam próximo do litoral, mas que compreendem, quase sempre, pequenas intercalações marinhas) fornecem aos geocientistas muitas amostras para estudo, simplesmente, porque eles são muito fáceis de localizar (ao longo das praias, em pântanos, etc.) e, também, porque muitos tecas (estruturas anatómicas de cobertura, invólucro e protecção que assumem a forma de uma caixa, particularmente quando são arredondadas, com aberturas naturais ou se podem separar, facilmente, em duas metades) ou concha, que pode conter uma ou mais câmaras ligadas por uma pequena abertura) se preservam e se acumularam nestas regiões, devido, por vezes, a correntes de turbidez. A principal característica dos ambientes parálicos ou salobros (há mistura de água doce e salgada) é que eles ocorrem em zonas de transição entre os domínios marinho e continentais. Como exemplo de ambientes parálicos podemos citar: os estuário (ambiente aquático de transição entre um rio e o mar), as lagoas costeiras (corpos de água com pouco fluxo, localizados próximo da linha da costa, geralmente sem água estagnada, menores que um lago, naturais ou não), os pântanos (área plana de abundante vegetação herbácea que permanece grande parte do tempo inundada, geralmente, localizas em zonas onde o escoamento das águas é lento), as zonas de maré baixa e as zonas costeiras vulneráveis à entrada de água doce. Entre os parâmetros que afectam a ecologia, isto é, a relação dos seres vivos entre si e com o meio ambiente, desses sistemas podemos citar: (i) As zonas climáticas ; (ii) A distribuição horizontal da salinidade ; (iii) A mistura de águas doce e salgada ; (iv) A energia das ondas e das correntes de vento e (v) A natureza dos solos. Os poluentes antropogénicos também afectam a ecologia destes sistemas. Os meios aquáticos parálicos, que estão situados entre os domínios marinhos e continentais, são, extremamente diferentes, quer no tamanho, morfologia e génese. As condições climáticas e hidrográficas regionais, juntamente, com os padrões locais hidrológicos, induzem uma grande variedade e variabilidade dos parâmetros físico-químicos e dos depósitos sedimentares. Ao contrário, as populações biológicas são caracterizadas por espécies, estritamente, ligadas a este tipo de ambiente. A organização zonal qualitativa e quantitativa é independente da salinidade e elas são, relativamente, estáveis apesar das variações do meio. As características biológicas originais permitem considerar os meios parálicos, em conjunto, como um domínio ecológico autónomo. O parâmetro que parece controlar a distribuição dos organismos e as características das populações pode ser descrito como o momento da renovação dos elementos de origem marinha, em qualquer ponto (confinamento em relação ao mar). Uma escala de confinamento pode determinar-se a partir de dados biológicos, que dizem respeito ao domínio parálico próximo (do mar), onde as espécies marinhas ainda persistem e mais a montante, o meio parálico afastado, que é caracterizado pelo aparecimento de água doce, ou por associações evaporíticas que mudam, gradualmente, para o domínio continental. As zonas parálica são muito apropriadas a incarbonização (*), ou seja, ao processo natural realizado em ambientes anaeróbicos em que ocorre enriquecimento da matéria orgânica em carbono por perde progressiva de hidrogénio, azoto e oxigénio. Efectivamente, (http://knoow.net/ciencterravida/biologia/incarbonizacao/), para explicar a enorme acumulação de restos vegetais que originam as bacias carboníferas admitem-se duas hipóteses de formação: (a) Formação autóctone e (b) Formação alóctone. A formação autóctone ocorre em zonas de exuberante vegetação, cujos restos se vão depositando nesse mesmo lugar em condições anaeróbias, o que impede a putrefacção ou seja, nos ambiente de águas continentais paradas e parálicas como as pantanosas ou lagunosas, que originam bacias límnicas (associadas ou provenientes de lagos) ou intracontinentais. A formação alóctone ocorre quando os detritos vegetais são transportados e depositados em local diferente do crescimento das plantas (as raízes ou troncos de plantas estão tombados, os carvões são ricos em cinzas e areias e raramente conservam impressões completas de plantas. Os sedimentos intercalados nas camadas carboníferas são muito variados e descontínuos e os fósseis marinhos são frequentes).

(*) Na incarbonização existem duas fases:  (i) Fase externa, que ocorre próximo á superfície e que é um processo bioquímico produzido por microrganismos, em condições anaeróbias em que vai originar a turfa e (ii) Fase interna, que ocorre em profundidades diversas.

Parálico-Deltaico (ambiente)........................................................................................................................................................................Paralic-Deltaic

Paralique-deltaïque (environnement) / Parálico-deltaico (ambiente) / Paralische-deltaischen (Umwelt) / 近海三角洲 （环境）/ Паралическая- дельтовая (среда) / Paralici-deltizia (ambiente) /

Ambiente sedimentar que ocorre próximo ou ao nível do mar, mas que não é, verdadeiramente, marinho. Como exemplos de sistemas de deposição parálicos podem citar-se os delta, estuários, etc. Na industria petrolífera, uma grande parte das rochas-reservatório são depositadas em ambientes parálico deltaicos, as quais, em geral, têm um factor de recuperação do petróleo, particularmente, importante.

Ver: « Ambiente de Deposição »
&
« Delta »
&
« Sistema de Deposição »

Figura 473 (Parálico Deltaico, ambiente) - A grande escala, os sistemas de depósito parálicos, como o ilustrado nesta figura (Delta da Mahakam, localizado no offshore Esta da Ilha de Bornéu), respondem, de maneira muito sensível, às variações do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou a qualquer ponto da superfície terrestre, como, por exemplo, o fundo do mar ou a base dos sedimentos). Na realidade, os sistemas de depósito parálicos respondem quer às ingressões marinhas (subidas do nível do mar relativo) quer às regressões marinhas (descidas do nível do mar relativo. Embora as ingressões e regressões marinhas enfatizem deslocamentos da linha da costa, respectivamente, para o continente e para o mar, para evitar confusões, é indispensável ter sempre em conta a que escala se está a falar ou a que escala se está a trabalhar, quer isto dizer, qual é a hierarquia dos ciclos eustáticos e dos ciclos estratigráficos considerados. Por exemplo, pode dizer-se que durante a fase transgressiva de um ciclo de invasão continental (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 1a ordem), o nível do mar absoluto ou eustático subiu e que durante a fase regressiva do mesmo ciclo estratigráfico, o nível do mar absoluto ou eustático desceu. Todavia, ao nível de um ciclo sequência (ciclo estratigráfico induzido por um ciclo eustático de 3a ordem), não se pode dizer, que durante o intervalo transgressivo (IT), que corresponde a transgressões sedimentares, o nível do mar relativo subiu e que durante o prisma de nível alto (PNA), que corresponde a regressões sedimentares, o nível do mar relativo desceu. À escala de um ciclo sequência, para haver deposição (sistemas deposição turbidítica excluídos), o nível do mar relativo tem sempre que subir, quer isto dizer, que tem que haver um aumento da acomodação (espaço disponível para os sedimentos. Num ciclo sequência, durante o intervalo transgressivo (IT), o nível do mar relativo sobe em aceleração (ingressões marinhas são cada vez mais importantes e regressões sedimentares são cada vez menos importantes) e em desaceleração (ingressões marinhas cada vez mais pequenas e regressões sedimentares cada vez maiores) durante o prisma de nível alto (PNA). Num sistema de deposição deltaico, desvios do acarreio sedimentar traduzem-se, quase sempre, por deslocamentos laterais significativos do centro de deposição (efeito de pêndulo), o que pode produz, localmente, uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo). Uma consequência de tais deslocamentos laterais é que os deltas, os estuários e os sistemas de deposição litoral exibem, quase sempre, uma sobreposição de intervalos sedimentares com diferentes ambientes de deposição. Cada um desses intervalos contêm, muitas vezes, rochas-reservatório para os hidrocarbonetos com pressões de deslocamento (*) muito diferentes das rochas sobre e subjacentes. A uma escala de observação mais pequena (hierarquia dos paraciclos sequência), dentro desses intervalos (cortejos sedimentares), pode existir uma grande variedade de corpos arenosos, como, preenchimentos de canais, frentes de delta, turbiditos proximais, etc., com características (largura, espessura, extensão lateral, geometria) e propriedades internas (granocrescentes ou granodecrescentes para cima, etc.) muito diferentes. As rochas-reservatório parálicas arenosas podem ser espessas e muito extensas, mas passam, lateralmente, a rochas restritas e pouco espessas. As primeiras têm, em geral, boas características petrofísicas (porosidade, permeabilidade, etc.), planos de água e pontos de fuga (**) ("spill points” em inglês) definidos, estruturalmente e, em geral, têm alto teor de recuperação (de petróleo). As segundas, são rochas-reservatório menos eficientes com porosidade e permeabilidade mais pequenas e com factores de recuperação inferiores. Todavia, como elas têm uma extensão mais restrita, elas são mais favoráveis à formação de armadilhas não estruturais, quer estratigráficas, quer morfológicas, quer morfológicas por justaposição.

(*) A pressão de deslocamento pode ser é definida como a pressão necessária para formar um filamento contínuo de hidrocarbonetos nos poros de uma rocha de cobertura. Ela é, normalmente, inferida a partir da pressão de injeção a 10% de saturação por duas razões: (i) A maioria das rochas-reservatório tem um “plateau" pronunciado ao longo do qual a saturação aumenta rapidamente (a pressão a 10% ou 40% de saturação dá uma pressão de deslocamento semelhante) ; (ii) As medidas de saturação necessárias para criar uma linha contínua de filamentos de hidrocarbonetos variam de 5-17% com uma média de 10%.

(**) Os pontos estruturalmente baixos numa armadilha de hidrocarbonetos que pode reter hidrocarbonetos. Desde que uma armadilha foi preenchida até o seu ponto de fuga, mais armazenamento ou retenção de hidrocarbonetos não é possível por falta de espaço no reservatório dentro dessa armadilha. Os hidrocarbonetos escoam-se para fora ou vazam, e continuam a migrar até à superfície salvo se ficarem ficarem armazenados (presos) em outro lugar.

Parâmetro de Controlo (Estratigrafia Sequencial)...................................................................Controlling Parameter

Paramètre de contrôle / Parámetro de control (estratigrafía secuencial) / Steuerparameter (Sequenzstratigraphie) / 控制参数（层序地层学） / Определяющий параметр / Parametri di controllo (stratigrafia sequenziale) /

Um dos quatro parâmetros, quer seja, a eustasia, a tectónica, o acarreio sedimentar ou o clima que controlam a estratigrafia sequencial. As interacções entre estes parâmetros determinam as diferentes configurações dos intervalos , as quais são, facilmente, reconhecidas nos sedimentos. Os efeitos da tectónica e da eustasia produzem as variações do nível do mar relativo, as quais controlam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). O acarreio sedimentar controla a quantidade de espaço disponível que é preenchido. A tectónica e clima controlam a quantidade e tipo de sedimentos. Cada um destes parâmetros tem uma assinatura estratigráfica e uma determinada taxa de variação que podem ser reconhecidas nas rochas.

Ver: « Estratigrafia Sequencial »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Ciclo Estratigráfico »

Figura 474 (Parâmetro de Controlo, estratigrafia sequencial) - Os principais parâmetros que controlam os sistemas de deposição, depositados num paraciclo sequência (associação lateral de sistemas de deposição síncronos e geneticamente ligados entre si) estão indicados neste esquema: (i) Eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático) ; (ii) Tectónica ; (iii) Acarreio sedimentar e (iv) Clima. Os efeitos combinados da tectónica (subsidência, quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados) e eustasia (variações do nível do mar absoluto ou eustático, quer isto dizer, do nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou referenciado a um satélite) induzem as variações do nível do mar relativo, as quais controlam o espaço disponível para os sedimentos (acomodação). O levantamento dos sedimentos ocorre durante os regimes tectónicos compressivos (caracterizados por σ1 horizontal (*)), enquanto que a subsidência ocorre, principalmente durante os regimes tectónicos extensivos (caracterizados por σ1 vertical). A jusante do rebordo continental, o qual pode ou não ser o rebordo da bacia, em geral, há espaço disponível para os sedimentos (acomodação) suficiente, sobretudo quando a bacia tem uma plataforma continental. Todavia, ao nível de um ciclo sequência, as variações da acomodação podem ser positivas (subida do nível do mar relativo (**)) ou negativas (descidas do nível do mar relativo). No primeiro caso, há deposição e no segundo erosão e muitas vezes formação de uma discordância quando descida do nível do mar relativo é significativa e pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. O acarreio terrígeno controla quanto espaço disponível, criado por uma subida do nível do mar relativo, é preenchido e o deslocamento da linha da costa para o mar, como é o caso durante o intervalo transgressivo (cortejo transgressivo de certos geocientistas) de um ciclo sequência. A tectónica e clima controlam a quantidade e tipo de sedimentos. Cada um destes parâmetros têm uma assinatura e uma certa taxa de mudança, que pode ser reconhecida nas rochas e, parcialmente, nos dados sísmicos. Vail, como a maior parte dos geocientistas, considera que as mudanças eustáticas têm uma taxa de mudança maior do que a dos outros parâmetros e que, por isso, a eustasia controla a geometria e ciclicidade dos sedimentos. Todavia, De Maillet, no século XVII e Lavoisier, no século XVII, foram, certamente, os primeiros cientistas a considerem a eustasia com a responsável principal da ciclicidade dos depósitos sedimentares costeiros. A longo prazo (ciclos de invasão continental e ciclos eustáticos 1a ordem, cuja duração é superior a 50 My) as variações do nível do mar absoluto ou eustático são induzidos pela tectónicoeustasia criada pela ruptura dos supercontinentes. Ao nível hierárquico dos ciclos eustáticos de 2a ordem (duração entre 3-5 e 50 My), as variações do nível do mar relativo parecem ser induzidas por mecanismos do movimento do soco (subsidência tectónica), que actuam sobre períodos de dezenas de milhões de anos. A curto prazo (ciclos sequência), as causas das variações eustáticas (3a ordem e superior) são, ainda, muito controversas, mas a glacioeustasia (controlada pelos ciclos glaciação / deglaciação ou carregamento e descarregamento induzido pela à adição e remoção do gelo das calotes glaciares) prece ter uma influência predominante. De maneira geral, as variações do nível do mar absoluto são responsáveis da ciclicidade das variações do nível do mar relativo, enquanto que a tectónica (subsidência ou levantamento) determinam da amplitude das mudanças de acomodação

(*) Eixo maior do elipsóide dos esforços efectivos (combinação da pressão geostática σg, pressão hidrostática ou pressão dos poros σp e vector tectónico σt).

(**)  O nível do mar pode ser absoluto (eustático) ou relativo. O primeiro é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite, enquanto que o nível do mar relativo é o nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre, como, por exemplo o fundo do mar. O nível do mar absoluto ou eustático é dependente da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar (se a temperatura dos oceanos aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível domar absoluto (eustático) e da tectónica.

Parassequência.........................................................................................................................................................................................................................Parasequence

Paraséquence / Parasecuencia / Parasequenz / 准层序 / Парасеквенция / Parasequenza (Geologia) /

O termo parassequência é substituído neste glossário por paraciclo sequência. Ele corresponde a uma sucessão de camadas ou grupo de camadas, geneticamente, relacionadas e limitadas por superfícies de inundação marinhas ou pelas suas paraconformidades correlativas. Os paraciclos sequência, que muitas vezes, são intervalos batidecrescentes para cima, são induzidos paraciclos eustáticos, o que quer dizer que eles se depositam durante o intervalo de tempo que ocorre depois das ingressões marinhas (criação ou aumento do espaço disponível). Obviamente, a expressão paraciclo sequência é preferível ao termo parassequência, uma vez que a sua deposição está associada a uma simples subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) seguida de um período de estabilização do nível do mar relativo.

Ver: « Paraciclo Sequência »
&
« Paraciclo Eustático »
&
« Sequência de Fácies »

Figura 475 (Parassequência) - Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de um autotraço um detalhe de de uma linha sísmica do offshore Este de Bornéu (Indonésia) e, particularmente, no esquema geológico superior desta figura os paraciclos sequência correspondem aos sedimentos que se depositam durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) que separam os incrementos sucessivos de uma subida do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) de da tectónica (subsidência quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados). Os paraciclos sequência depositam em associação com os paraciclos eustáticos, ou seja, com as ingressões marinhas, cuja duração é, em geral, da ordem dos 100 000 anos, e entre as quais não há descida do mar relativo, mas sim uma estabilidade do nível do mar relativo. Os sedimentos depositam-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas, preenchendo o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pela ingressão marinha precedente. Tudo parece passar-se, mais ou menos, da maneira seguinte : (i) Uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo ou paraciclo eustático) desloca a linha da costa para o continente, criando uma superfície de ravinamento sobre os sedimentos que ela inunda e que os põe sob uma certa profundidade de água (acomodação) ; (ii) Desde que a subida do nível do mar relativo se estaciona, segue-se um período, mais ou menos longo, de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca prograda para o mar à medida que o espaço disponível para os sedimentos, criado, pelo ingressão marinha, é preenchido por sedimentos que, em geral exibem, progradações sigmóides ; (iii) Uma nova ingressão marinha (paraciclo eustático) ocorre, que desloca outra vez a linha da costa para o continente e assim por diante, até que uma descida significativa do nível do mar relativo, ponha o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. É importante notar que as ingressões marinhas podem ser em aceleração ou em desaceleração. No primeiro caso, a ingressão marinha é mais importante que a precedente e no segundo caso é o contrário. A geometria de cada paraciclo sequência é progradante, uma vez que os sedimentos são clásticos e vêem continente. De facto, a quando de uma ingressão marinha em aceleração, a linha da costa, e assim, a ruptura costeira de inclinação da superfície, deslocam-se para o continente, função da amplitude da ingressão e da da morfologia do continente. Um tal deslocamento aumenta a extensão plataforma continental e tende a diminuir o acarreio terrígeno. Se o continente tem uma topografia pouco marcada, o deslocamento da linha da costa para o continente, isto é, a invasão continental, pode atingir centenas de quilómetros. Durante o deslocamento da linha da costa para o continente, não há deposição. Ao contrário, uma ligeira erosão do fundo do mar forma, muitas vezes, uma superfície de ravinamento. É durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que socorre depois de uma ingressão marinha que, pouco a pouco, a linha da costa se desloca para o mar ao mesmo tempo que um paraciclo sequência se deposita. Cada paraciclo sequência é composto por uma associação lateral de diferentes sistemas de deposição síncronos e geneticamente associados. Um delta (*) que é um paraciclo sequência, paraciclo sequência) é composto por três sistemas de deposição, caracterizados por uma litologia (fácies) e uma fauna associada: (i) Camadas inferiores que, em geral, são constituídas por argilitos e, por vezes, por areias turbidíticas (turbiditos proximais) ; (ii) Prodelta, caracterizado por camadas oblíquas que inclinam para o mar e (iii) Camadas superiores, mais ou menos horizontais que são formadas por areias (frente de delta) no sector distal e siltitos e argilitos no sector proximal (planície deltaica). Isto é perfeitamente ilustrado no modelo geológico, no qual quatro superfícies transgressivas que enfatizam quatro ingressões marinhas de amplitude, mais ou menos constante, delimitam quatro paraciclos sequências (a, b, c, d) dentro dos quais os argilitos do prodelta (em laranja) passam, costa a dentro, às areias de frente de delta (em amarelo), as quais, por sua vez, passam, costa a dentro, aos siltitos da planície deltaica.

(*) Não confundir delta com edifício deltaico. O primeiro tem, em geral, uma espessura entre 20 e 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma associação, mais ou menos, vertical de vários deltas, pode atingir milhares de metros, como é o caso, por exemplo, do delta do Congo ou do delta do Mississippi.

Parassequência (paraciclo-sequência)....................................................................................................................................................Parasequence

Paraséquence / Parasecuencia / Parasequenz / 准层序 / Парасеквенция / Parasequenza (Geologia) /

O termo parassequência é substituído neste glossário por paraciclo sequência. Ele corresponde a uma sucessão de camadas ou grupo de camadas, geneticamente, relacionadas e limitadas por superfícies de inundação marinhas ou pelas suas paraconformidades correlativas. Os paraciclos sequência, que muitas vezes, são intervalos batidecrescentes para cima, são induzidos paraciclos eustáticos, o que quer dizer que eles se depositam durante o intervalo de tempo que ocorre depois das ingressões marinhas (criação ou aumento do espaço disponível). Obviamente, a expressão paraciclo sequência é preferível ao termo parassequência, uma vez que a sua deposição está associada a uma simples subida do nível do mar relativo (ingressão marinha) seguida de um período de estabilização do nível do mar relativo.

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

Figura 475 (Parassequência) - Como ilustrado nesta tentativa de interpretação de um autotraço um detalhe de de uma linha sísmica do offshore Este de Bornéu (Indonésia) e, particularmente, no esquema geológico superior desta figura os paraciclos sequência correspondem aos sedimentos que se depositam durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos ou ao fundo do mar) que separam os incrementos sucessivos de uma subida do nível do mar relativo (resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) de da tectónica (subsidência quando os sedimentos são alargados ou levantamento, quando os sedimentos são encurtados). Os paraciclos sequência depositam em associação com os paraciclos eustáticos, ou seja, com as ingressões marinhas, cuja duração é, em geral, da ordem dos 100 000 anos, e entre as quais não há descida do mar relativo, mas sim uma estabilidade do nível do mar relativo. Os sedimentos depositam-se durante os períodos de estabilidade do nível do mar relativo entre as ingressões marinhas, preenchendo o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pela ingressão marinha precedente. Tudo parece passar-se, mais ou menos, da maneira seguinte : (i) Uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo ou paraciclo eustático) desloca a linha da costa para o continente, criando uma superfície de ravinamento sobre os sedimentos que ela inunda e que os põe sob uma certa profundidade de água (acomodação) ; (ii) Desde que a subida do nível do mar relativo se estaciona, segue-se um período, mais ou menos longo, de estabilidade do nível do mar relativo, durante o qual a linha da costa se desloca prograda para o mar à medida que o espaço disponível para os sedimentos, criado, pelo ingressão marinha, é preenchido por sedimentos que, em geral exibem, progradações sigmóides ; (iii) Uma nova ingressão marinha (paraciclo eustático) ocorre, que desloca outra vez a linha da costa para o continente e assim por diante, até que uma descida significativa do nível do mar relativo, ponha o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. É importante notar que as ingressões marinhas podem ser em aceleração ou em desaceleração. No primeiro caso, a ingressão marinha é mais importante que a precedente e no segundo caso é o contrário. A geometria de cada paraciclo sequência é progradante, uma vez que os sedimentos são clásticos e vêem continente. De facto, a quando de uma ingressão marinha em aceleração, a linha da costa, e assim, a ruptura costeira de inclinação da superfície, deslocam-se para o continente, função da amplitude da ingressão e da da morfologia do continente. Um tal deslocamento aumenta a extensão plataforma continental e tende a diminuir o acarreio terrígeno. Se o continente tem uma topografia pouco marcada, o deslocamento da linha da costa para o continente, isto é, a invasão continental, pode atingir centenas de quilómetros. Durante o deslocamento da linha da costa para o continente, não há deposição. Ao contrário, uma ligeira erosão do fundo do mar forma, muitas vezes, uma superfície de ravinamento. É durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que socorre depois de uma ingressão marinha que, pouco a pouco, a linha da costa se desloca para o mar ao mesmo tempo que um paraciclo sequência se deposita. Cada paraciclo sequência é composto por uma associação lateral de diferentes sistemas de deposição síncronos e geneticamente associados. Um delta (*) que é um paraciclo sequência, paraciclo sequência) é composto por três sistemas de deposição, caracterizados por uma litologia (fácies) e uma fauna associada: (i) Camadas inferiores que, em geral, são constituídas por argilitos e, por vezes, por areias turbidíticas (turbiditos proximais) ; (ii) Prodelta, caracterizado por camadas oblíquas que inclinam para o mar e (iii) Camadas superiores, mais ou menos horizontais que são formadas por areias (frente de delta) no sector distal e siltitos e argilitos no sector proximal (planície deltaica). Isto é perfeitamente ilustrado no modelo geológico, no qual quatro superfícies transgressivas que enfatizam quatro ingressões marinhas de amplitude, mais ou menos constante, delimitam quatro paraciclos sequências (a, b, c, d) dentro dos quais os argilitos do prodelta (em laranja) passam, costa a dentro, às areias de frente de delta (em amarelo), as quais, por sua vez, passam, costa a dentro, aos siltitos da planície deltaica.

(*) Não confundir delta com edifício deltaico. O primeiro tem, em geral, uma espessura entre 20 e 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma associação, mais ou menos, vertical de vários deltas, pode atingir milhares de metros, como é o caso, por exemplo, do delta do Congo ou do delta do Mississippi.

Parvafácies....................................................................................................................................................................................................................................................Parvafacies

Parvafaciès / Parvafacies / Parvafacies (Rock zwischen Pläne stratigraphischen-Zeit) / 分相 / Парвафации / Parvafacies (Rocca tra i piani stratigrafico-time) /

Sedimentos de uma magnafácies entre certos horizontes cronostratigráficos, ou as camadas chaves, através de uma magnafácies. Uma parvafácies é uma unidade cronostratigráfica limitada, lateralmente, ou uma unidade cronostratigráfica de diferentes fácies formadas ao mesmo tempo. Os termos magnafácies e parvafácies foram utilizados pela primeira vez por Caster (1934) para marcar a diferença entre unidades litostratigráficas e cronoestratigráficas.

Ver: « Magnafácies »
&
« Litossoma »
&
« Cronostratigrafia »

Figura 476 (Parvafácies) - O offshore da costa Este de Bornéu e, particularmente, o offshore de Kalimantan (Indonésia) corresponde à sobreposição de várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980). Assim, sobre um soco que, localmente, pode corresponder a uma antiga cadeia de montanhas, se depositou: (i) Uma bacia interna ao arco, dentro da qual se distinguem duas fases tectónico sedimentares : (i.1) A fase de alongamento ou de rifting, caracterizada por uma subsidência diferencial e (i.2) A fase de abatimento, que é caracterizada por uma subsidência térmica e (ii) Uma margem divergente de tipo não Atlantico, que se depositou, localmente, em associação com a ruptura da litosfera da bacia interna ao arco, a qual iniciou um alastramento oceânico, que é facilmente visível nas linhas sísmicas regionais. Obviamente estas bacias não se produziram por sedimentação, mas por processos tectónicos e térmicos. A subsidência, que pode ser diferencial, térmica ou de flexura, pode ter diferentes causas: (i) Uma anomalia térmica ; (ii) Uma actividade tectónica ; (iii) Uma carga sedimentar ; (iv) Uma contração térmica durante o resfriamento da crusta, etc. No caso do offshore de Kalimantan, a subsidência diferencial, da fase de alongamento da bacia interna ao arco, está associada a um alongamento da litosfera induzido, provavelmente, por uma inchaço térmico com uma confrangimento das isotérmicas. O alongamento da litosfera faz-se, naturalmente, por um sistema de falhas normais, uma vez que não há outra maneira de alongar quer a litosfera quer intervalos sedimentares, os quais podem ser ou não síncronas do alongamento (no primeiro caso a espessura aumenta em direcção do plano de falha). A subsidência térmica, que desempenhou o papel principal na evolução da bacia interna ao arco durante a fase de abatimento, ou seja, depois da subsidência tectónica cessar, foi induzida por um resfriamento litosférico profundo (confrangimento das isotérmicas) que provocou uma contração térmica (subsidência térmica) para recuperar o equilíbrio isostático. Como se pode constatar na tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica deste offshore da Indonésia, ilustrada nesta figura a diferença entre uma magnafácies (cintura contínua e homogénea de depósitos sedimentares, caracterizada por caracteres litológicos e paleontológicos similares, mas que se estende obliquamente às linhas tempo) e uma parvafácies (unidade cronostratigráfica de diferentes fácies formadas ao mesmo tempo) é, relativamente, fácil de reconhecer. Uma magnafácies é um membro litológico completo ou uma perfeita unidade estratigráfica, com a mesma fácies (litologia), mas com idades diferentes. Esta tentativa de interpretação ilustra, igualmente, de maneira regional, a progradação para Este de um sistema de deposição deltaico ou seja, do edifício deltaico da Mahakam (não diga delta da Mahakam, uma vez que um delta tem, em geral, uma espessura entre 20 e 60 metros, enquanto que um edifício deltaico, que é uma associação, mais ou menos, vertical de vários deltas, de idades diferentes, pode atingir milhares de metros). Sismicamente (tome em linha de conta a resolução vertical), durante a maior parte do tempo, ao nível dos ciclos sequência, pode dizer-se que bacia não tinha plataforma continental. A ruptura costeira de inclinação da superfície de deposição correspondia, quase sempre, ao rebordo continental, o qual parece ter funcionado quase sempre como rebordo da bacia. Os intervalos transgressivos, com prodeltas de, mais ou menos, 20-30 metros de espessura, são pouco espessos e estão debaixo da resolução sísmica. Por isso, eles são difíceis senão impossíveis de reconhecer (as progradações visíveis nesta tentativa de interpretação correspondem, a taludes continentais). A presença de bioermas (rochas sedimentares calcárias ou dolomíticas, geralmente, compactas e mal estratificadas, formadas num ambiente marinho pouco profundo pela actividade construtora de corais coloniais e pela acumulação de outros organismos) que, lateralmente, fazem parte de uma parvafácies (mudança de fácies ao longo da mesma linha cronostratigráfica) mas que, verticalmente, formam uma magnafácies (mesma litologia que corta, obliquamente, as linhas cronostratigráficas), enfatizam, de maneira indirecta, os eventos transgressivos mais importantes. Na ausência destas construções orgânicas, que induzem anomalias de amplitude ao longo de determinados reflectores, seria muito difícil identificar os intervalos transgressivos, uma vez que os argilitos transgressivos não são muito evidentes.

Patamar de Praia..............................................................................................................................................................................................................................................Berm

Berme (de plage), Gradin de plage / Terraza de la playa / Stuffe / 小平台(海滩)，步海滩 / Уступ (надводная береговая терраса) / Ripida spiaggia /

A parte, mais ou menos, horizontal de um degrau de praia, formado na praia alta pela acção das vagas. A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau da praia, é, por vezes chamada crista da berma. Os patamares dão indicações importantes sobre as variações do nível do mar, mas as suas dimensões são inferiores à resolução sísmica. Sinónimo de Berma de Praia

Ver: «Berma de praia»

Pedimento (frontão geologia)......................................................................................................................................................................................................Pediment

Pédiment / Pedimento (geología) / Pediment / 前冲（地质）/ Педимент (предгорная скалистая равнина) / Pedimento /

Sedimento, aplainado e levemente abaulado, com uma pendente, relativamente importante, depositado sobre a rocha viva, no sopé de montanhas áridas ou semiáridas. Qualquer superfície rochosa, relativamente, plana que ocorre na base de uma montanha. Uma superfície de erosão que forma a base de uma montanha ou escarpa retrogradante. A formação de um pedimento é devida à erosão lateral de correntes de águas planares, portadoras de material detrítico abundante. Os pedimentos, que são, por vezes, confundidos com os cones aluviais, são frequentes em bacias desérticas do tipo “Basin & Range”.

Ver: « Depósito Costeiro não Marinho »
&
« Leque Aluvial »
&
« Planície Aluvial »

Figura 477 (Pedimento, frontão em geologia) - A frente de montanha é um limite imaginário entre uma área montanhosa e uma planície baixa pouco inclinada, quer esta seja um pedimento (frontão) ou um leque aluvial. Um pedimento (frontão) é uma superfície de erosão, ligeiramente, inclinada ou planície de baixo relevo formada por curso de água numa região árida ou semi-árida na base de uma frente de montanha recuada. Um pedimento fossiliza um substrato rochoso que é, tipicamente, coberto por um folheado fino e descontínuo de solo e aluvião derivado das regiões montanhosas. A maior parte do material aluvial está em trânsito através o pedimento, uma vez que se move durante as tempestades e ventanias. Os pedimentos ou frontões não se devem confundir com leques aluviais que são depósitos agradantes de aluvião depositados por um curso de água, que sai de um desfiladeiro, sobre uma superfície ou um vale. Uma vez que o curso de água chega ao vale, como ele não é mais confinado, ele pode migrar para a frente e para trás, depositando sedimentos aluviais sobre uma extensa. Visto de cima, um leque aluvial tem uma geometria lobular com o ápice próximo do desfiladeiro. Os leques aluviais formados, por múltiplos desfiladeiros, ao longo de uma frente de montanhas unem-se para para formar a um aglutinado contínuo de leques, denominado piemonte (planície aluvial do piemonte ou planície de sopé). São as planícies aluviais do piemonte que, muitas vezes, são interpretadas de maneira incorreta como pedimentos. O problema da terminologia e definição de um pedimento tornou-se quase mais importante do que o problema da sua formação. Para Hadley (1967), um pedimento é uma superfície de erosão de relevo baixo, parcialmente, coberta por um folheado ou capeamento (revestimento pouco espesso) de aluvião que inclina em direcção oposta à inclinação das escarpas das montanhas dos ambientes áridos e semiáridos. Todavia, outros geocientistas consideram que um pedimento se encontra em todas as partes do mundo, mesmo em climas húmidos e não, exclusivamente, nos climas áridos. Outros geocientistas descreveram pedimentos com espessuras superiores a 6 metros o que é em perfeita contradição com o folheado da definição de Hadley. Um pedimento apresenta-se, muitas vezes, como uma área, mais ou menos, plana de um folheado de cascalho, arenoso ou não, entre áreas com extensos afloramentos de rocha nua ou ligeiramente alterada. Um pedimento forma-se, normalmente, em associação ao processo erosivo de regressão de escarpas, típico de climas áridos a semiáridos, nas áreas planas (pé de monte) junto às zonas escarpadas e nas frentes de leques aluviais. As raras chuvas torrenciais de enxurrada, típicas dos climas áridos e semiáridos, transportam os fragmentos das áreas altas e dispersam-os sobre as áreas planas baixas, concentrando-os como depósitos de cascalho mais espessos em baixos topográficos e em vales de canais fluviais assoreados e aplainados (http://sigep.cprm.gov.br/glossario/index.html). Na realidade, uma frente montanhosa recua sempre sob a acção da desagregação e da gravidade. Todavia, quando os detritos são grosseiros, eles acumulam-se no flanco da montanha dificultando assim a formação de um talude de erosão. Ao contrário, quando os detritos são finos, como é o caso, por exemplo, nas regiões graníticas, o escoamento, ajudado pela erosão lateral, limpa a base da montanha e cria uma ruptura do declive bem marcada. Para os geocientistas franceses e, em particular, para M. Derrau (1958), é importante diferenciar os taludes de erosão, propriamente ditos, dos pedimentos. Os taludes de erosão propriamente ditos desenvolvem-se na base dos relevos estruturais das rochas pouco duras, onde, por vezes, na base de um relevo existem vários taludes de erosão uns sobre os outros. Os pedimentos, normalmente, são taludes de erosão que se formam em associação com uma rocha dura (em geral cristalina) que se transforma em areia (o abrupto que limita o pedimento para montante não é de origem estrutural). Esta fotografia ilustra o pedimento do Deserto de Mojave na Califórnia (USA), onde desenvolvimento de frontões e dos leques aluviais é associado ao levantamento da montanhas e à subsidência das bacias adjacentes. Os frontões refletem um relativo equilíbrio estático entre a erosão de materiais das áreas montanhosas e a deposição nas bacias adjacentes. A inclinação do terreno é suficientemente suave para que o intemperismo e o transporte de sedimentos das áreas montanhosas e do pedimento se faça sem incisões significativas dos cursos de água. Em muitas áreas da região de Mojave é quase impossível ver onde um frontão termina e os leques aluviais começam, no entanto, dados geofísicos e perfuração de poços de água mostram que em muitos lugares as bacias sedimentares são adjacentes às áreas de pedimento (https://pubs.usgs.gov/of /2004/1007/fans.html).

Peneplanação (Ciclo de Wilson)...................................................................................................................................................................... Peneplanation

Pénéplanation / Peneplanación (ciclo de Wilson) / Peneplanation / Peneplanation (对准) / Образование пенеплена / Peneplanation /

Uma das fases tectonicoestratigráficas do Ciclo de Wilson: (i) Cratão Continental Estável ; (2) Anomalia Térmica (ponto quente) e Alargamento (rifting) do cratão ; (3) Ruptura da Litosfera, com criação de nova crusta oceânica e formação de duas margens divergentes; (4) Expansão Oceânica, que, pouco a pouco, transforma as margens jovens em margens velhas devido ao arrefecimento e aumento de densidade da crusta oceânica ; (5) Subducção, quer isto dizer, desde que a densidade da crusta oceânica é muito grande, ela parte-se em duas porções e uma delas entra em subducção (mergulha sob a outra) criando uma margem convergente, com formação de um arco vulcânico e levantamento de uma cadeia de montanhas na placa litosférica cavalgante ; (6) Colisão Margem Divergente / Arco Vulcânico, com formação de uma Cadeia de Montanhas (note na outra extremidade a margem divergente gémea) ; (7) Peneplanização (da cadeia de montanhas) e nova Subducção da crusta oceânica com a margem gémea criando outra margem convergente; (8) Colisão Continente / Continente e fecho do oceano criado entre as duas margens divergentes iniciais e (9) Fim do ciclo de Wilson com a formação de um novo cratão continental estável.

Ver: «Ciclo de Wilson»

Peneplanície.....................................................................................................................................................................................................................................................Peneplain

Pénéplaine / Peneplanicie / Rumpffläche / 准平原 / Пенеплен (предельная равнина) / Pianura /

Planície baixa, mais ou menos, horizontal produzida por uma longa e continua erosão.

Ver: « Erosão »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »
&
« Colisão Continental »

Figura 479 (Perfil de Equilíbrio, rio) - Foram os engenheiros italianos (1697), que primeiro definiram o perfil de equilíbrio de um rio: (i) As correntes de água modificam a forma do leito, quer por erosão, quer por depósito, de tal maneira que, finalmente, haja um equilíbrio entre a força e a resistência ; (ii) A inclinação das correntes varia em razão da resistência do leito e em razão inversa do débito (*) ordinário da corrente ; (iii) A água tem tendência a dar ao leito um perfil côncavo para cima. Se em cada ponto do perfil longitudinal de um rio, este tem uma inclinação de equilíbrio, isto é, uma inclinação tal que ele não deposite aluvião e nem cave mais, de maneira sensível, sobre toda a sua largura, o rio está num equilíbrio provisório, o que quer dizer, que ele tem ao longo do seu curso, uma inclinação apenas suficiente para evacuar a carga (e vencer a fricções internas). Todavia, este perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a aprofundar-se (há erosão a montante, visto que materiais são fornecidos à corrente). Globalmente, a bacia erode-se e a carga torna-se mais fraca e, pode imaginar-se, um momento ideal, no qual a inclinação da corrente seja, unicamente, suficiente para o escoamento da corrente e que todo o transporte tendo desaparecido. Nestas condições, a corrente atingiria o seu perfil de equilíbrio ideal ou definitivo. Todavia, um tal perfil nunca é atingido. Posamentier e Vail (1988) pensam quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase, instantaneamente, há deposição e em particular deposição deltaica. Por outro lado, eles consideram que no perfil de equilíbrio provisório do curso de água há uma ruptura de inclinação evidente, que eles chamaram linha de baía, que separa os depósitos aluviais (depósitos sem influência das variações do nível do mar relativo) e os depósitos da planície costeira que se depositam sob a influência das variações do nível do mar. Na realidade, o conceito de linha da baía de Posamentier e Vail foi baseado nas conjecturas seguintes: (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação (deslocamento para o mar) da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (d) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação (deposição vertical) ; (e) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (f) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Certos geocientistas, consideram que a ideia de base de Posamentier e Vail, ou seja, que a deposição deltaica ocorre quando um curso de água encontra um corpo de água quase imóvel que controla o seu perfil de equilíbrio provisório, não é a linha de baía, mas a desembocadura da corrente, o que quer dizer que a cabeça ou ápice dos deltas, não é linha de baía mas a desembocadura ou foz da corrente Assim, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, o geocientista deve dizer se o perfil considerado é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à linha da costa (posição de Miall). De qualquer maneira, como ilustrado nesta figura, a presença de lagos deforma, localmente, de maneira significativa o perfil de equilíbrio provisório dos rios. Numa determinada área, na ausência de lagos, o perfil de equilíbrio provisório dos rios, assim como o nível de base é mais baixo do que quando lagos se encontram área considerada. O nível de base de deposição pode ser dado em relação ao nível do mar relativo, no caso de rios que ai desembocam ou em relação a mares fechados e lagos. O Lago Titicaca, que está a mais de 3 800 m de altitude, é o nível de base da maioria dos rios do planalto boliviano, como o Lago Tanganica, que está a uma altitude de cerca 700 m, é o nível de base da maioria dos rios da região. Dentro de um ciclo sequência, o nível de base de uma região, que determina o perfil de equilíbrio das correntes muda com o nível do mar relativo. Durante uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo), o nível de base sobe, o que aumenta a área de deposição. Durante uma regressão sedimentar (subida do nível do mar relativo em desaceleração ou pequena descida) ocorre o contrário, a área sujeita à erosão aumenta o que cria um forte acarreio sedimentar.

(*) O débito ou caudal de um rio, é a quantidade de água, exprimida em metros cúbicos por segundo decorrido (m3/s) num dado ponto da seu percurso. Se o ponto do curso de água não for especificado, o número indica o escoamento na desembocadura ou na confluência com outro rio. A taxa de fluxo ou de escoamento varia durante o ano, dependendo das contribuições de chuva ou gelo derretida assim como da evaporação. As mudanças normais do fluxo durante o ano constituem o regime hidrológico do rio.

Perfil de Equilíbrio (rio)..........................................................................................................Equilibrium Profile, Graded Profile

Profil d'équilibre (fleuve) / Perfil de equilíbrio (río) / Gleichgewicht Profil (Fluss) / 平衡剖面（河）/ Профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio (fiume) /

Perfil longitudinal de uma corrente que transporta os sedimentos disponíveis. Geralmente, um perfil do equilíbrio (provisório) tem uma geometria parabólica (ascendente côncava), isto é, ele é quase horizontal perto da embocadura da corrente, mas levanta-se, progressivamente, para a nascente. Segundo certos geocientistas, o ponto do equilíbrio é tomado em relação à linha de baía (Posamentier e Vail), enquanto que, para outros (Miall), ele deve ser tomado em relação à linha da costa.

Ver: « Linha de Baía »
&
« Linha da Costa »
&
« Ponto de Equilíbrio »

Figura 479 (Perfil de Equilíbrio, rio) - Foram os engenheiros italianos (1697), que primeiro definiram o perfil de equilíbrio de um rio: (i) As correntes de água modificam a forma do leito, quer por erosão, quer por depósito, de tal maneira que, finalmente, haja um equilíbrio entre a força e a resistência ; (ii) A inclinação das correntes varia em razão da resistência do leito e em razão inversa do débito (*) ordinário da corrente ; (iii) A água tem tendência a dar ao leito um perfil côncavo para cima. Se em cada ponto do perfil longitudinal de um rio, este tem uma inclinação de equilíbrio, isto é, uma inclinação tal que ele não deposite aluvião e nem cave mais, de maneira sensível, sobre toda a sua largura, o rio está num equilíbrio provisório, o que quer dizer, que ele tem ao longo do seu curso, uma inclinação apenas suficiente para evacuar a carga (e vencer a fricções internas). Todavia, este perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a aprofundar-se (há erosão a montante, visto que materiais são fornecidos à corrente). Globalmente, a bacia erode-se e a carga torna-se mais fraca e, pode imaginar-se, um momento ideal, no qual a inclinação da corrente seja, unicamente, suficiente para o escoamento da corrente e que todo o transporte tendo desaparecido. Nestas condições, a corrente atingiria o seu perfil de equilíbrio ideal ou definitivo. Todavia, um tal perfil nunca é atingido. Posamentier e Vail (1988) pensam quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase, instantaneamente, há deposição e em particular deposição deltaica. Por outro lado, eles consideram que no perfil de equilíbrio provisório do curso de água há uma ruptura de inclinação evidente, que eles chamaram linha de baía, que separa os depósitos aluviais (depósitos sem influência das variações do nível do mar relativo) e os depósitos da planície costeira que se depositam sob a influência das variações do nível do mar. Na realidade, o conceito de linha da baía de Posamentier e Vail foi baseado nas conjecturas seguintes: (a) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (b) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação (deslocamento para o mar) da linha da costa fazem parte do que se chama o prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (c) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação costeiros sobre a topografia pré-existente ; (d) O limite a montante do prisma costeiro é a linha da baía, que pode deslocar-se rio acima quando a progradação da linha da costa é acompanhada de agradação (deposição vertical) ; (e) A linha de baía é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial ; (f) A montante da linha da baía, as variações relativas do nível do mar não têm, praticamente, nenhuma influência nos sistemas de deposição. Certos geocientistas, consideram que a ideia de base de Posamentier e Vail, ou seja, que a deposição deltaica ocorre quando um curso de água encontra um corpo de água quase imóvel que controla o seu perfil de equilíbrio provisório, não é a linha de baía, mas a desembocadura da corrente, o que quer dizer que a cabeça ou ápice dos deltas, não é linha de baía mas a desembocadura ou foz da corrente Assim, quando se fala do perfil de equilíbrio provisório de um rio, o geocientista deve dizer se o perfil considerado é em relação à linha de baía (posição de Vail) ou à linha da costa (posição de Miall). De qualquer maneira, como ilustrado nesta figura, a presença de lagos deforma, localmente, de maneira significativa o perfil de equilíbrio provisório dos rios. Numa determinada área, na ausência de lagos, o perfil de equilíbrio provisório dos rios, assim como o nível de base é mais baixo do que quando lagos se encontram área considerada. O nível de base de deposição pode ser dado em relação ao nível do mar relativo, no caso de rios que ai desembocam ou em relação a mares fechados e lagos. O Lago Titicaca, que está a mais de 3 800 m de altitude, é o nível de base da maioria dos rios do planalto boliviano, como o Lago Tanganica, que está a uma altitude de cerca 700 m, é o nível de base da maioria dos rios da região. Dentro de um ciclo sequência, o nível de base de uma região, que determina o perfil de equilíbrio das correntes muda com o nível do mar relativo. Durante uma ingressão marinha (subida do nível do mar relativo), o nível de base sobe, o que aumenta a área de deposição. Durante uma regressão sedimentar (subida do nível do mar relativo em desaceleração ou pequena descida) ocorre o contrário, a área sujeita à erosão aumenta o que cria um forte acarreio sedimentar.

(*) O débito ou caudal de um rio, é a quantidade de água, exprimida em metros cúbicos por segundo decorrido (m3/s) num dado ponto da seu percurso. Se o ponto do curso de água não for especificado, o número indica o escoamento na desembocadura ou na confluência com outro rio. A taxa de fluxo ou de escoamento varia durante o ano, dependendo das contribuições de chuva ou gelo derretida assim como da evaporação. As mudanças normais do fluxo durante o ano constituem o regime hidrológico do rio.

Perfil de Equilíbrio Ideal (rio)....................................................................................................................Ideal Equilibrium Profile

Profil d'équilibre provisoire / Perfil de equilíbrio provisorio / Vorläufige Gleichgewicht Profil / 理想的平衡剖面（河）/ Временный профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio provisorio /

Quando o rio nem deposita nem cava, de maneira significativa, o seu leito. Nestas condições, a inclinação do rio, ao longo de todo o seu percurso, permite-lhe, unicamente, de evacuar a sua carga. Um tal perfil não é definitivo, uma vez que o rio continua a transportar sedimentos, provenientes da erosão a montante.

Ver: « Regradação »

Perfil de Equilíbrio Provisório (rio)...................................................................Provisional Equilibrium Profile

Profil d'équilibre idéal (fleuve) / Perfil de equilíbrio ideal (río) / Ideal Gleichgewicht Profil (Fluss) / 理想的平衡剖面（河） / Идеальный профиль равновесия (река) / Profilo di equilibrio ideale (fiume) /

Quando a inclinação do rio é tal, que ela só permite o escoamento da água e, que todo o transporte sedimentar desapareceu. Nestas condições, o rio atingiu o que pode chamar o seu perfil de equilíbrio definitivo ou ideal.

Ver: « Regradação »

Perfil Praia-Talude..........................................................................................................................................................................Shore-to-Slope Profile

Profil plage-talus / Perfil playa-talud / Strand-Hang Profil / 海滩-坡剖面 / Профиль пляж-откос / Profilo spiaggia-versante /

Perfil da superfície de deposição (linha cronostratigráfica) entre a linha da costa e ao rebordo continental (limite entre a plataforma, se ela existe, e a parte superior do talude continental). Embora, globalmente, a lâmina de água aumente para jusante, a geometria deste perfil é muito dependente da natureza dos sedimentos depositados (siliciclásticos ou carbonatos).

Ver : « Praia Baixa »
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« Talude Continental »
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« Deposição (carbonatos) »

Figura 480 (Perfil Praia / Talude) - Os dois esquemas geológicos ilustrados nesta figura enfatizam a batimetria da parte superior de uma bacia sedimentar preenchida por siliciclastos (fragmentos silicicatados e grãos associados) e por carbonatos. No primeiro caso, os sedimentos são terrígenos e transportados do continente pelos agentes erosivos e de transporte, enquanto que no segundo, os sedimentos são formados no sítio. No esquema dos clásticos, foi assumido que o acarreio terrígeno é abundante, isto é, suficiente para preencher a totalidade do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado pelas subidas do nível do mar relativo, isto é, das subidas do nível do mar, local, referenciado à base dos sedimentos (topo da crusta continental) ou a qualquer outro ponto da superfície terrestre, como, por exemplo o fundo do mar. A geometria ilustrada neste esquema é a de um episódio transgressivo (a geometria do depósito é, globalmente, retrogradante), seguido de uma nova subida do nível do mar relativo, induzida, principalmente, por uma subsidência significativa do rebordo da bacia, que deslocou a linha da costa para o continente pondo os sedimentos, já depositados, sob uma lâmina de água que, progressivamente, aumenta para jusante. Isto quer dizer que depois da primeira ingressão marinha (subida do nível do mar relativo que caracteriza um paraciclo eustático), que inundou a planície costeira do prisma de nível baixo (colorido em castanho) e o substrato, e que deslocou a linha da costa para o continente, aumentando o espaço disponível para os sedimentos, ocorreu um período de estabilidade do nível do mar. Foi durante esse período de estabilidade do nível do mar relativo, que a linha da costa se deslocou para o mar à medida que os sedimentos se depositaram (intervalo castanho claro) até que uma nova subida do nível do mar relativo (nova ingressão marinha) desloque, outra vez, a linha da costa para a posição onde ela se encontra actualmente. A antiga linha da costa, corresponde, actualmente, ao rebordo continental, o que quer dizer, que a bacia passou a ter uma plataforma continental, e que rebordo continental passou, também, a ser o novo reborda da bacia, que antes era o último rebordo continental do ciclo sequência precedente. A profundidade de água da nova plataforma continental diminui, progressivamente, do rebordo da bacia (rebordo continental) até à linha da costa. No caso dos carbonatos, foi assumido que a profundidade de água é ideal para a produção de carbonatos e que o nível do mar relativo subiu em aceleração (episódio transgressivo). A lâmina de água é, grosseiramente, alterada pela construção de recifes, que resistem às vagas e pelos bancos de areia (carbonatada) de litificação rápida, que se depositam, principalmente, no rebordo da plataforma (que neste exemplo corresponde ao rebordo da bacia) mas, igualmente, em outras partes da plataforma (recifes solitários de laguna, não ilustrados neste esquema). Basicamente, pode dizer-se que no caso dos siliciclásticos, a plataforma continental é, praticamente plana e, ligeiramente, inclinada para o mar, enquanto que no caso dos carbonatos, a plataforma (com o seu talude) tem uma geometria convexa para cima, o que permite a formação de laguna protegida. As rampas carbonatadas (talude) são construídas a partir de sedimentos carbonatados soltos, sem construções recifais ou litificações no rebordo da bacia. O perfil do talude é semelhante aos dos siliciclastos, embora possam existir pequena construções aureolares. Tudo isto explica porque é que um talude carbonatado é muito difícil de reconhecer nas linhas sísmicas do que um taludes deltaico e é por isso que, muitas vezes, para ilustrar progradações deltaicas, muito geocientistas utilizam exemplos de progradações associadas a taludes recifais. Dentro das plataformas carbonatadas ligadas ao continente, como a ilustrada nesta figura podem considerar-se 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. É no subtipo, plataforma com ruptura aureolada que a designação de plataforma carbonatada abrupta é mais frequente.