Sabkha.......................................................................................................................................................................................................................................................................................Sabkha

Sebkha (sabkha) / Sabkha / Sabcha / 萨布哈 / Солёное болото (в Сахаре) / Sabkha /

Ambiente sedimentar supramareal formado sob condições climáticas áridas ou semiáridas em planícies costeiras, imediatamente, acima do nível normal da maré alta.

Ver: « Degradação »
&
« Halocinese »
&
« Planície Aluvial »

Figura 582 (Sabkha) - Sabkha é o nome arábico para designar uma planície plana na qual se depositam minerais salíferos. Este termo tornou-se muito frequente na literatura geológica a partir dos anos 60, a quando dos estudos geológicos de superfície salíferas realizados, em particular, no Médio Oriente. No seguimento de uma pequena subida do nível do mar relativo (nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto da superfície terrestre, como o fundo do mar ou à base dos sedimentos e que é o resultado da acção combinado do nível do mar absoluto e da tectónica, isto é, da subsidência do fundo do mar, quando o regime tectónico predominante é em extensão, ou do levantamento do fundo do mar, quando o regime tectónico predominante é em compressão), a planície costeira é inundada criando uma plataforma continental com uma lâmina de água pouco profunda. Uma descida do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado an centro da Terra ou a um satélite, que é função da : (i) Tectonicoeustasia ; (ii) Glacioeustasia ; (iii) Geoidaleustasia e (iv) Dilatação térmica dos oceanos ou aumento estérico do nível do mar) pode isolar lagoas, mais ou menos, importantes, de água salgada, que por evaporação formam uma sabkha. Em geral, uma sabkha tem uma topografia plana e é composta por sedimentos arenosos e argilosos impregnados de sal localizados, imediatamente, acima do nível freático (nível superior de um aquífero, no qual a pressão da água é igual à pressão atmosférica). Uma sabkha contém nódulos e veios enterocólitos (com a forma das dobras intestinais) de gesso e anidrite. Uma fina crosta de halite ou gesso pode estar presente em certas áreas. Muitos dos antigos sedimentos evaporíticos exibem características sedimentares das sabkhas, como, a ocorrência de nódulos de gesso. Uma das grandes dificuldades que os geocientistas encontram quando analisam os ambientes de deposição é saber quais são os factores que caracterizam um determinado ambiente sedimentar. Como um ambiente típico de sabkha é, basicamente, um ambiente subaéreo, ele pode, na realidade, perder muitos dos indicadores característicos por erosão e dissolução. O clima (sucessão de diferentes estados do tempo que se repetem e se sucedem na atmosfera ao longo do ano em determinada região, determinados pela a temperatura, pressão atmosférica, precipitações e vento) é um dos principais factores de desenvolvimento de uma sabkha. Nas regiões áridas onde se formam sabkhas, a pluviosidade, ocorre, exclusivamente, durante as trovoadas e, em média, ela não ultrapassa 4 cm por ano. A temperatura pode ultrapassar os 50° C, durante o dia, e ser negativa durante a noite. A humidade está relacionada com a direcção do vento predominante. A humidade anda à volta de 20 % durante a manhã. Durante a tarde, os ventos do interior são predominantes. Durante a noite, a humidade relativa pode atingir 100 %, o que pode criar nevoeiros intensos. A temperatura da água varia com a profundidade. As águas pouco profundas podem ser cerca de 10° C mais quentes do que as águas mais profundas. As altas temperaturas controlam as taxas de evaporação, as quais podem alcançar, como, por exemplo, no Golfo Pérsico, cerca de 124 cm por ano, o que implica um aumento da salinidade nas lagunas pouco profunda de cerca de 70 ppt (“ppt" significa "partes por mil" ou “o/oo”). A taxa de evaporação efectiva numa sabkha pode atingir cerca de 6 cm todos os 4-5 My. Acredita-se que os depósitos de sabkha formem alguns das mais importantes rochas-reservatório de hidrocarbonetos no Oriente Médio (e em outros lugares). A origem destes hidrocarbonetos (tanto de gás como de petróleo) pode ser as esteiras microbianas e os paleossolos de manguais, encontrados na sequência estratigráfica das sabkhas, que possuem até 8,2 % de carbono orgânico total (“TOC” dos geocientistas de língua inglesa) e índices de hidrogénio típicos dos cerogénios (*) marinhos de tipo II. Como análogos antigos pode citar-se o Kuff Pérmico, o Árabe Jurássico e a anidrite de Hith, assim com certa rochas sedimentares Terciárias (https://en.wikipedia.org/wiki/Sabkha). Depósitos semelhantes também são encontrados na Bacia de Williston (Ordovícico), na Bacia Pérmica no Texas, assim como no Golfo do México Jurássico. As sabkhas modernas estão presentes em diversas formas ao longo das costas do norte da África, Baja California e na Baía dos Tubarões, na Austrália.

(*) O cerogénio é uma mistura de substâncias químicas orgânicas presentes nas rochas sedimentares. Elas são insolúveis em solventes orgânicos comuns, devido ao seu grande peso molecular (acima de 1 000 Daltons). A porção solúvel é conhecida como betume. Quando aquecidos dentro da crusta terrestre (janela de petróleo a aproximadamente 60° -120° C, janela de gás natural a mais ou menos. 120°-150° C) alguns tipos de cerogénio produzem petróleo bruto ou gás natural, conhecido colectivamente como hidrocarbonetos (combustíveis fósseis). Quando tais cerogénios estão presentes em concentrações elevadas em rochas, como por exemplo em argilitos, é possível que se trate de uma rocha-mãe. Em rochas argilosas ricas em cerogénios que não foram submetidas a uma temperatura suficiente para retirar os hidrocarbonetos, elas podem formar depósitos argilitos betuminosos. (https://es.wikipedia.org/wiki/Quer%C3%B3geno)

 

Sahul (continente)......................................................................................................................................................................................................................................................Sahul

Sahul / Sahul / Sahul / Sahul（大陆）/ Сахул (доисторический суперматерик) / Sahul (continente) /

Grande continente formado pela Austrália, Tasmânia e Nova Guiné, que são, mais ou menos, ligadas por pontes terrestres.

Ver: «Würm, glaciação»

Salto Crustal..........................................................................................................................................................................................................................Crustal Rebound

Rebond crustal / Salto cortical (rebote de cortical) / Kruste Rebounding / 地壳反弹 / Упругость земнокоры / Crostale rimbalzo /

Levantamento local da superfície terrestre induzido por reequilíbrio isostático desde que a sobrecarga das camadas de gelo deixou de existir nesse local. Como a quantidade de água sob todas as suas formas é considerada constante desde a formação da Terra, durante uma glaciação o nível eustático vai descer e subir durante o degelo (deglaciação). Sinónimo de Salto isostático.

Ver: « Glacioeustasia»

Salto Isostático...........................................................................................................................................................................................................Isostatic Rebound

Rebond isostatique (relèvement isostatique) / Salto isostático / Isostatischen Rebound / 等静压反弹 / Изостатическое отражение / Rimbalzo isostatico /

Levantamento local da superfície terrestre, que seguiu à fusão das calotas e mantos glaciários, depois de ter sido enterrada pelo peso de gelo. Consequência do princípio da isostasia. Sinónimo de Salto crustal

Ver: « Isostasia »

Sclavia (supercratão)......................................................................................................................................................................................................................................Sclavia

Sclavia (supercraton) / Sclavia (super-cratón) / Sclavia (Super-Kraton) / Sclavia （超级克拉通）/ Склавия (суперкратон) / Sclavia (super-cratone) /

Massa terrestre continental de idade Arcaica, mais pequena do que o especulativo supercontinente Kenorland (Arcaico Tardio). Da sua ruptura formou-se o cratão Slave, localizado no NO do Canadá, perto de Yellowknife, que constitui o segmento NO do Escudo Canadiano que faz parte do grande cratão da América do Norte. O Sclavia é um simples fragmento da antiga de crusta continental, rodeado por margens continentais divergentes de idade Paleoproterozóico.

Ver: « Cratão »

SDR (reflector que inclina para o mar)........................................................................................................................................................................................................SDR

SDR (réflecteur incliné vers la mer) / SDR (reflector que inclina para el mar) / SDR (Reflektor zum Meer hin geneigt) / SDR（海倾反射层）/ Рефлектор с уклоном с сторону моря / SDR (riflettore inclinato verso il mare) /

Acrónimo de «Seaward Dipping Reflector», ou seja, reflector que inclina para o mar. Estes reflectores correspondem, quase sempre, a lavas subaéreas que se adelgaçam em direcção do continente e mergulham para o mar. No passado, estes reflectores foram, erradamente, interpretados como interfaces de intervalos sedimentares, ricos em matéria orgânica, das bacias de tipo rifte. Por outras palavras, interpretados como intervalos com rochas-mãe potenciais.

Ver: « Monte Submarino de Darwin »
&
« Lava Subaérea »
&
« Expansão Oceânica »

Figura 583 (SDR, reflector que inclina para o mar) - As grandes províncias ígneas formaram-se durante pulsações magmáticas. Uma pluma magmática levanta, em geral, a zona central de um supercontinente (zona de alargamento máximo da crusta continental) criando bacias de tipo rifte, por subsidência diferencial e uma importante superfície de erosão que é fossilizada desde que o supercontinente se quebra em vários continentes (discordância da ruptura). Os escoamentos basálticos subaéreos, são posteriores à da ruptura da litosfera. Eles são vomitados pelos vulcões e fissuras centrais alinhadas, paralelamente, à linha de ruptura. Estes escoamentos vulcânicos, que podem atingir mais de 10 km de espessura, adelgaçam-se em direcção dos continentes, formando o que os geocientistas chamaram reflectores que inclinam para o mar ou SDRs (“Seaward Dipping Reflectors” dos geocientistas de língua inglesa), antes que eles se apercebessem da sua verdadeira litologia vulcânica. Nos perfis sísmicos longitudinais (paralelos à linha de ruptura), os SDRs são convexos para cima, com inclinações e espessuras que aumentam em direcção da bacia, como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de um auto traço de uma linha sísmica regional do offshore da Namíbia. Esta distorção (inclinação para o mar) resulta da sobrecarga dos escoamentos mais recentes, que se deslocam, progressivamente, para a bacia. Nos perfis transversais, os SDRs são sub-horizontais. Geralmente, os SDRs formam um banda com magnetismo pouco acentuado, localizada a montante da mais antiga anomalia magnética da crusta oceânica. Uma anomalia magnética é a diferença entre o valor real da intensidade do campo magnético terrestre, medida com um magnetómetro (*), e o valor médio, calculado teoricamente. As anomalias magnéticas podem ser positivas, quando o valor da intensidade do campo magnético é maior do que o calculado teoricamente e, negativas, quando no caso contrário. A grande maioria dos geocientistas pensa que anomalias magnéticas são induzidas pelas perturbações causadas por rochas magnetizadas da crusta terrestre, que interferem no campo magnético, afastando-o do seu valor do valor médio calculado para uma determinada área. Este magnetismo, pouco acentuado, é o resultado da sobreposição dos escoamentos vulcânicos com polaridades magnéticas diferentes e não deve ser confundido com a zona magnetostratigráfica de tranquilidade, isto é, com uma zona que mostre poucas ou, mesmo, nenhuma anomalia magnética (zonas muito frequentes nas áreas oceânicas onde as anomalias magnéticas parecem estar ausentes porque o campo magnético terrestre não mudou de polaridade durante a formação da nova crusta oceânica ou porque a magnetização original foi destruída ou escondida pela cobertura sedimentar. Uma vez que as margens continentais se afastam da pluma mantélica, os escoamentos vulcânicos sucessivos arrefecem e afundam-se, pondo debaixo de água os centros de alastramento, isto é, um vulcões e diques vulcânicos. Como o escoamento de material vulcânico é impossível debaixo da água, desde que ele chega ao fundo do mar, ele solidifica, rapidamente, formando a verdadeira crusta oceânica (lavas em travesseiro), caracterizada por anomalias magnéticas evidentes e, nas linhas sísmicas, por reflectores caóticos. Nesta tentativa de interpretação, os SDRs são evidentes e, obviamente, eles são posteriores a ruptura da litosfera do pequeno supercontinente Gondwana, uma vez que a sua geometria, assim como a do graben de flexura (induzido mudança de inclinação dos escoamentos) seriam difíceis de explicar sem um alastramento vulcânico. Todavia, muitos geocientistas interpretaram, pelo menos inicialmente, este graben, como uma bacia de tipo rifte e os SDRs como depósitos sedimentares pré-Gondwana (sedimentos do Paleozóico ou do Karoo). Os poços de pesquisa petrolífera perfurados na área onde a linha sísmica original foi tirada e mesmo nesta linha sísmica (offshore da Namíbia) terminaram depois de atravessar mais de 500 m de lavas subaéreas e mostraram que os sedimentos da pseudo bacia de tipo rifte, são sedimentos marinhos da transgressão cretácico, isto é, da fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, induzida pelo segundo ciclo eustático de 1a ordem do Fanerozóico, o qual é definido a partir das variações do nível do mar absoluto ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite) e não do nível do mar relativo, que é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto e da tectónica.

(*) Os magnetómetros são dispositivos utilizados para medir a força ou a direcção do sinal magnético de uma amostra. Alguns magnetómetros são muito simples, como o balança de Gouy ou a balança de Evans, que medem a mudança do peso aparente que se produz numa amostra quando se aplica um campo magnético (pelo momento magnético que induzido), e, também, muito sofisticados, como os dotados de SQUID, que são, actualmente, os mais sensíveis.

Secção Estratigráfica Condensada...............................................................................................................Condensed Section

Section stratigraphique condensée / Sección estratigráfica condensada / Kondensierte stratigraphischen Abschnitt / 致密地层剖面 / Сжатый стратиграфический разрез / Sezione stratigrafica condensata /

Intervalo estratigráfico marinho, geralmente, pouco espesso, caracterizado por uma taxa de sedimentação muito baixa, entre 1-10 mm por 1000 anos. Uma secção estratigráfica condensada é composta de sedimentos hemipelágicos e pelágicos (quase sem influência terrígena), depositados na parte distal da plataforma, talude ou planície abissal, durante períodos de nível alto (do mar) e de máxima de transgressão da linha da costa. Uma secção estratigráfica condensada pode ser reconhecida pela abundância de fosseis pelágicos, minerais autigénicos e por um crosta superior endurecida.

Ver : « Intervalo Transgressivo »
&
« Transgressão »
&
« Retrogradação »

Figura 584 (Secção Estratigráfica Condensada) - Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço de uma linha sísmica regional do Norte do Alasca, os biséis de progradação, com inclinações opostas, criam duas superfícies de base das progradações importantes e duas secções estratigráficas condensadas associadas. Esta geometria caracterizada por dois grandes intervalos progradantes com vergências opostas, sublinham o fecho de um oceano, devido a colisão entre as duas margens continentais divergentes. Atenção ao termo colisão, o qual na linguagem corrente significa a transformação de energia cinética em energia de deformação, como quando um automóvel esbarra contra uma muro. Todavia, na tectónicas das placas litosféricas, a energia cinética não desempenha nenhuma papel. As rochas são deformadas quando elas perdem a resistência à deformação, em geral, por aumento de temperatura e pressão. A superfície da base das progradações inferior, ao longo da qual os biséis de progradação se orientam para o Sul e a secção estratigráfica condensada, que as progradações fossilizaram, sugerem a presença de um continente ao Norte e de um oceano ao Sul. Ao contrário, a superfície da base das progradações superior e a secção condensada associada, são fossilizadas pelas progradações com vergência Norte, sugerem a presença de um continente ao Sul e um oceano ao Norte. Este oceano, provavelmente, era o Mar Niobraran ou Mar Interior da América do Norte que existiu entre o Cretácico Médio e Cretácico Tardio, e mesmo, para certos geocientistas, no início do Paleogénico. Ele dividia o continente da América do Norte em duas grandes massas continentais: a Laramidia a Oeste e Apalachia ao Este. A Laramidia era um continente insular que existiu durante o Cretácico Tardio (mais ou menos, entre 99 Ma e 65 Ma), quando o mar de Nicobraran dividia o continente Norte Americano em dois. Durante o Mesozóico, a Laramidia era uma grande ilha separada da Apalachia pelo Mar de Nicobraran, o qual, mais tarde, se subdividiu em dois sectores (Norte e Sul) e se retirou, em seguida, para o sul (Golfo de México) e para o norte (baía de Hudson), enquanto que as massas continentais se juntaram para formar o continente Norte Americano. A Apalachia é o nome dado aos Montes Apalaches, durante o Mesozóico (entre, mais ou menos, 252 Ma e 66 Ma), os quais formavam uma ilha separada da Laramidia, a Oeste, pelo Mar de Nicobraran ou Mar Interior da América do Norte, Este antigo mar que tinha mais de 750 m de profundidade e mais de 900 km de comprimento, estendia-se entre o Oceano Ártico, ao norte e o Golfo do México através do que hoje é os Estados Unidos e o Canadá. O substrato da maior parte do oceano entre as estas duas margens continentais era constituído por crusta oceânica e a presença de uma dorsal médio oceânica era plausível. Com o tempo, a crusta oceânica mais antiga (próxima dos continentes) ficou tão densa, que, por contraste de densidade, com a crusta continental, entrou em subducção sob um dos continentes criando uma fossa oceânica e uma zona de subducção do tipo B (Benioff). Como a taxa de subducção da crusta oceânica era muito maior do que a taxa de formação de nova crusta oceânica, na dorsal médio oceânica, pouco a pouco, o oceano começou a fechar-se, à medida que as margens se aproximavam. Numa primeira fase, a dorsal médio oceânica (cadeias de montanhas submersas que resultaram do lento afastamento das placas tectónicas com uma altura média de 2 000 a 3 000 metros acima dos fundos oceânicos circundantes e que tem sulco axial percorrendo longitudinalmente a dorsal, ao longo do qual emitida a nova crusta oceânica proveniente da ascensão de magma do manto sublitosférico) foi engolida pela zona de subducção, o que acelerou o encerramento do oceano. Na fase final, as margens entraram em contacto fechando completamente o oceano, o que criou a geometria visível nesta tentativa de interpretação. Os fechos do mar Reico (entre o pequeno supercontinente Gondwana e o continente Laurência, no Câmbrico Inicial, criou um zona de sutura de mais de 10000 km, que vai desde o México até à Turquia e que contribuiu à formação da do supercontinente Pangeia) e do Mar de Japeto (situado no hemisfério Sul, no Paleozóico Inicial, entre os continentes Laurência, Báltica e Avalonia, que desapareceu com as orogenias Acadiana, Caledónica e Tacónica, quando esses três continentes se uniram formar uma grande massa continental chamada pequeno supercontinente Euramerica), são exemplos bem conhecidos, que como o ilustrado acima se podem pôr em evidência pela sobreposição secções estratigráfica condensadas significativas.

Secção Geológica (corte).........................................................................................................................................................................Geological Section

Coupe géologique (section) / Sección geológica / Geologische - Querschnitt / 地质剖面 / Геологический профиль / Sezione geologica trasversale /

Diagrama que mostra a estrutura e disposição das rochas num plano vertical, ou seja, como elas apareceriam debaixo da superfície terrestre se esta fossem cortadas verticalmente.

Ver: " Formação (geológica) "
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
“ Secção em Profundidade (sísmica) ”

Figura 585 (Secção Geológica) - Este corte geológico do offshore do Norte de Angola é baseado na interpretação geológica de várias linhas sísmicas coladas uma as outras, que simulam uma linha sísmica regional representativa deste offshore. Ele ilustra a estrutura e a disposição das diferentes rochas que constituem a bacia geográfica do Sul do Congo, a qual, geologicamente, corresponde à sobreposição de diferentes bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), que debaixo para cima são: (i) Soco Pré-Câmbrico ou Cadeia de montanhas dobras de idade Paleozóico, que formam a litosfera do supercontinente Pangeia ; (ii) Bacias de tipo rifte que alongaram o pequeno supercontinente sul da Pangeia, isto é, do Gondwana, antes da ruptura da litosfera ; (iii) Margem continental divergente tipo Atlântico, que devido a deposição de um espesso horizonte salífero (no momento da deposição) pode subdividir-se, sob o ponto de vista, puramente, litológico em: (a) Margem Infrassalífera e (b) Margem Suprassalífera. Na base da margem Infrassalífera depositou-se um espesso intervalo de lavas subaéreas (expressão um pouco redundante, uma vez que o material vulcânico só se pode escoar fora da água), que se implementaram, imediatamente, depois da ruptura da litosfera, o que quer dizer, que estes escoamentos são posteriores a formação e preenchimento das bacias de tipo rifte. Este corte geológico sugere a seguinte história geológica: (i) O alargamento (extensão) do supercontinente Pangeia e, particularmente do pequeno supercontinente Gondwana (massa terrestre que forma a parte sul do supercontinente Pangeia) e formação e preenchimento de uma série de estruturas em demigrabens (bacias de tipo rifte) ; (ii) À medida que a litosfera se adelgaçou por estiramento (provavelmente induzido por uma anomalia térmica), a actividade ígnea aumentou ; (iii) Desde que a crusta continental atingiu um estiramento de cerca de 2, material do manto sublitosférico foi injectado, sob a forma de diques de gabros na parte superior da litosfera adelgaçada ; (iv) Ao atingir um factor de estiramento de cerca de 4, a crusta continental fracturou-se por injecção de vulcanismo, quer isto dizer, que o material injectado do manto sublitosférico tornou-se preponderante ; (v) Desde que a crusta continental se fracturou, as placas litosféricas, individualizadas pela ruptura, foram acrescentadas por justaposição, por derrames vulcânicos que formaram uma crusta vulcânica subaérea (alastramento vulcânico subaéreo) ; (vi) As lavas escoaram-se dos centros de expansão (vulcões e diques) para as margens formadas pela ruptura da litosfera ; (vii) A sobreposição vertical das lavas subaéreas exerceu uma sobrecarga importante que obrigou, pouco a pouco, as lavas mais antigas a enterrarem-se e inclinarem-se em direcção dos centros de expansão (para o mar) ; (viii) O enterramento da lavas obrigou, progressivamente, os centros de expansão a afundarem-se ; (ix) A sobrecarga das lavas subaéreas termina por afundar completamente os centros de expansão e o ambiente tornou-se marinho; (x) Como material vulcânico não se pode escoar dentro da água, o material vulcânico vomitado pelos centros de expansão solidificou-se, rapidamente, formando a verdadeira crusta oceânica (lavas em travesseiro) que se forma à medida que o alastramento oceânico progride ; (xi) A parte proximal da margem vulcânica foi invadida pelo mar, o que permitiu o depósito de arenitos de base e evaporitos entre os centros de expansão subaérea e o continente; (x) A formação e a subsidência da crusta oceânica (resfriamento da anomalia térmica) provocam uma subida do nível do mar absoluto (*) ou eustático (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), uma vez que o volume das bacias oceânica diminui (formação de dorsais oceânica), assumindo que a quantidade de água sob todas as suas forma é constante des a formação da Terra há cerca de 4,5 Ga) o que permitiu a deposição dos sedimentos da fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia, cuja geometria retrogradante é, mais tarde, parcialmente, ocultada pela tectónica salífera ; (xii) Desde que os continentes atingiram o máximo de dispersão, mais ao menos, durante o Turoniano / Cenomaniano, os sedimentos progradantes da fase regressiva do ciclo de invasão continental depositaram-se, fossilizando os sedimentos depositados durante a fase regressiva.

(*) O nível do mar absoluto é função da : (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos ( se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Secção Palinspática...................................................................................................................................................................................Palinspatic Section

Coupe palinspatique / Sección palinspática / Palinspatic Abschnitt, Palinspatic Wiederaufbau / 复原剖面 / Палинспатический разрез / Sezione palinspatica, Ricostruzione palinspatica /

Secção geológica na qual os corpos geológicos são restaurados nas suas posições geográficas originais antes de os sedimentos terem sido deformados (encurtados ou alongados).

Ver: " Formação (geológica) "
&
" Secção Geológica"
&
“ Secção Restaurada ”

Figura 586 (Secção Palinspática) - Existem pelos menos quatro modelos cinemáticos para restaurar as secções geológicas (quer de campo quer feita a partir da interpretação geológica das linhas sísmicas (em profundidade) : (i) Método de comprimento da camada (“fault-bend-fold”) ; (ii) Rotação de blocos rígidos ; (iii) Cisalhamentos verticais e inclinados e (iv) Fluxo paralelo às falhas (ftp://ftp.ufrn.br/pub /biblioteca/ext/bdtd/AlexFA_Cap9_ate_final.pdf) O primeiro método assume que a deformação das camadas é acompanhada por deslizamentos flexura ao longo dos planos de estratificação que funcionam como superfícies de deslizamento onde a deformação entre os estratos é mínima. A restauração por rotação de blocos rígido (não se aplica a áreas com estruturas dobradas) preserva os comprimentos e ângulos originais internos, sendo aplicável a secções falhadas com blocos não deformados, como encontrados em estilos estruturais de tipo dominó. Em falhas curvilíneas, o colapso do bloco baixo pode ser idealizado por deslocamentos lineares homogéneos ao longo dos planos de escorregamento verticais ou inclinadas segundo um ângulo em relação ao qual uma série de pontos localizados no bloco baixo são transladados paralelamente à linha de mergulho regional. O método de fluxo paralelo à falha consiste no deslocamento de pontos materiais no bloco falhado ao longo de linhas paralelas à falha principal. Na secção ilustrada nesta figura, todas as imbricações e cavalgamentos (falhas inversas que inclinam mais que 45°) estão ilustrados nas suas posições actuais e restauradas. Os deslocamentos ao longo da linha da secção foram negligenciados e, para facilitar a construção, a restauração foi feita em relação ao actual pendente do soco e a um ponto de referência, não especificado, foi assumido a Oeste. Em nenhuma parte da secção ou da sua restauração, o Paleozóico está, completamente, ausente. O geocientista que fez esta secção palinspática assumiu que nenhuma unidade estrutural maior foi eliminada pela erosão. Ele calculou um encurtamento sedimentar na ordem dos 50%, quer isto dizer, um encurtamento de cerca de 160 km para as “Montanhas Principais” (Main Range dos geocientistas canadianos). A compreensão das relações dobra / falha é de pouca importância para prognosticar a contracção orogénica, quando os dados geológicos, ou sísmicos, são disponíveis para indicar as omissões estratigráficas (“Cut-off” dos geocientistas de língua inglesa) dos blocos falhados (falhas inversas, cavalgamentos). Ao contrário, uma perfeita compreensão das relações dobra / falha é fundamental, quando a localização de uma omissão estratigráfica "Cut-off" é no bloco-falhado inferior. Uma estrutura anticlinal (dobra convexa na direcção dos estratos mais recentes, criada por um regime tectónico compressivo (*) ou seja de encurtamento) pode ser interpretada como : (i) Uma dobra induzida pela propagação de uma falha ("propagation fold”), quer isto dizer, quando a dobra se forma na extremidade da falha, onde o movimento ao longo do plano de descolamento parou, mas não no bloco superior da falha ; (ii) Uma dobra transportada pela propagação de uma falha ("transported fault propagation fold”), quando a dobra no bloco falhado superior se forma na vanguarda do falha inversa ; (iii) Um simples anticlinal induzido pela rampa do bloco falhado superior ("simple ramp hanging-wall anticline"). Os principais erros resultam da confusão entre o caso de uma dobra induzida pela propagação de uma falha (i) e os outros (ii) e (iii). No caso de uma dobra induzida pela propagação de uma falha (ii), o deslocamento em profundidade é pequeno, enquanto que, nos outros casos, o deslocamento é desconhecido. O balanceamento linha / comprimento e a suposição de uma deformação plana são as suposições de base do balanceamento simples bidimensional de Goguel (1948): (i) Um plano de deformação dentro de um cavalgamento, com o eixo "y" perpendicular ao plano da secção ; (ii) Um deslocamento ao longo das falhas paralelo ao plano da secção. O erro induzido pelo plano de deformação no cavalgamento é relacionado com: (1) Uma mudança de volume ; (2) Uma deformação perpendicular ao plano da secção e (3) Uma deformação perpendicular ao estratos.

(*) Um regime tectónico compressivo é caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos (σg,, pressão geostática; σp, pressão hidrostática e σt, vector tectónico) por um σ1 (eixo maior do elipsóide) horizontal. Quando σ2 (eixo médio do elipsóide) horizontal e σ3 (eixo pequeno do elipsóide) vertical, os sedimentos são encurtado por dobras cilíndricas, falhas inversas e cavalgamentos. Quando σ2 (eixo médio do elipsóide) é vertical e σ3 (eixo pequeno do elipsóide) horizontal, os sedimentos são encurtados por falhas de deslizamento e dobras cónicas.

Secção em Profundidade (sísmica)................................................................................................................................................Depth Section

Coupe profondeur (sismique) / Sección en profundidad (sísmica) / Tiefe Abschnitt / 深度剖面 / Глубинный разрез / Sezioni in profondità (sezioni sismiche) /

Linha sísmica com uma escala vertical em profundidade e não em tempo. A escala vertical pode ser exagerada ou natural (escala 1:1).

Ver: " Secção em Tempo "
&
" Linha Sísmica Longitudinal "
&
" Secção Geológica"

Figura 587 (Secção em Profundidade, sísmica) - Um autotraço de um detalhe de uma antiga linha sísmica (não migrada) do offshore Oeste da ilha de Palawan (Filipinas) está ilustrada na parte superior desta figura. Ele mostra onde foi localizado, em 1975, um poço de pesquisa petrolífera. Nessa época, a grande maioria das companhias petrolíferas utilizavam ainda a teoria do anticlinal, mesmo se, muitas vezes, os altos estruturais perfurados correspondiam a estrutura extensivas (de alargamento) e não compressivas (de encurtamento). As estruturas extensivas ou de alargamento, em forma de sino, como os anticlinais, têm, em geral, falhas normais síncronas da deformação no topo das antiformas, uma vez que há, unicamente, uma maneira de alongar os sedimentos, isto é, por falhas normais. Ao contrário, como os sedimentos não podem ser encurtados e alargados, ao mesmo tempo no mesmo lugar, a presença de falhas normais síncronas do encurtamento é impossível no topo de um anticlinal (se elas existem, elas são ou posteriores ou anteriores, mas neste último caso elas são reactivadas como falhas inversas durante o encurtamento). Os geocientistas, dos quais muitos descobriam as linhas sísmicas pela primeira vez (que eram nessa época do domínio exclusivo dos geofísicos), não se preocupavam com os artefactos sísmicos (porque não sabiam o que era). Como a escala vertical de uma linha sísmica convencional é em tempo (autotraço superior do offshore das Filipinas), qualquer mudança lateral de velocidade, produz nos horizontes inferiores, um abaixamento debaixo de intervalo sísmico com pouca velocidade e, um levantamento debaixo de um intervalo onde as ondas sísmica viajam muito rapidamente. É muito provável, que devido a variação da espessura da lâmina de água (fundo mar), a qual, a Oeste do poço de pesquisa, aumenta fortemente, o topo do intervalo da rocha-reservatório tenha sido abaixado. Como os resultados do poço de pesquisa foram totalmente negativos, os geocientistas para tentar compreende-los migraram os dados sísmicos e fizeram uma versão profundidade da linha onde o poço foi localizado, utilizando as velocidades de intervalo encontradas nas diagrafias eléctricas do poço perfurado. O autotraço ilustrado na parte inferior desta figura, é uma versão migrada e em profundidade, da parte inferior do detalhe da linha sísmica anterior (offshore das Filipinas). Ele sugere fortemente, que o alto estrutural do intervalo reservatório da versão não migrada, em tempo, é um artefacto sísmico. A armadilha definida na versão tempo não é estrutural (“four way dips”), mas sim uma armadilha morfológica por justaposição. Pode dizer-se que os geocientistas da época, entre os quais eu mesmo, esqueceram que : (i) O offshore das Filipinas está localizado dentro da megassutura do Mesozóico / Cenozóico, isto é, num contexto geológico, globalmente, compressivo e (ii) O aumento progressivo da lâmina de água produz-se, na versão tempo, um atraso das ondas sísmicas, o que exagera a profundidade dos reflectores. Todavia, a necessidade da migração dos dados sísmicos para melhor apreender a geologia de uma região foi compreendida desde os primórdios da pesquisa do petróleo pela sísmica. Os primeiros dados de reflexão sísmica migrados datam de 1921, o que quer dizer que os algoritmos de migração existiam desde há muitos anos. Todavia, por razões diversas, mas sobretudo económicas, só no início dos anos 80 é que a migração das linhas se tornou um operação de rotina. Na parte superior desta figura, estão ilustrados dois autotraços de uma linha sísmica regional do offshore do Uruguai. A esquerda, o autotraço é feito à partir da versão tempo da linha sísmica, enquanto que à direita, o autotraço representa a versão em profundidade. A influência da profundidade de água é mais que evidente: o substrato da margem continental divergente não inclina para o mar, como muitos responsáveis da pesquisa petrolífero pensam, mas ao contrário. Nesta caso preciso, é óbvio que o horizonte interpretado como Moho, na versão profundidade, inclina nitidamente para o continente, o que é menos nítido para os sedimentos da base da margem. De qualquer maneira, considerar que a migração dos hidrocarbonetos gerados neste offshore (se geração houve) se faz de Este para Oeste, isto é, em sentido contrário às camada, me parece uma pequena loucura sabendo que um poço de pesquisa nesta área deve ultrapassar, alegremente, a centena de milhões de dólares. Pode dizer-se que a versão em profundidade das linhas sísmicas de muitos offshores das margens continentais divergentes mostraram que a grande maioria dos substratos inclina para o continente e não para o mar como sugerem, de maneira errada, as versões tempo.

Secção Restaurada...............................................................................................................................................................................................Restored Section

Coupe restaurée / Sección restaurada / Restauriert Abschnitt / 恢复部分 / Палеоразрез / Sezioni bilanciata, Sezione restaurata /

Secção geológica que ignora toda a deformação e erosão dos sedimentos e, que desta maneira, mostra a espessura e litologia imediatamente depois da sedimentação ou, mais frequentemente, depois da compactação.

Ver: " Formação (geológica) "
&
" Secção Geológica "
&
“ Secção em Profundidade (sísmica) ”

Figura 588 (Secção Restaurada, geológica) - As secções geológicas balanceadas podem ser testada por reconstituições palinspáticas. O balanceamento de um corte geológico é um teste selectivo de restauração à escala natural, que isto dizer, à escala 1:1 (escala do campo). As secções geológicas podem ser feitas utilizando um computador e baseadas nos dados sísmicos, subsuperfície (diagrafias eléctricas) e superfície, como ilustrado nesta figura. O resultado pode ser baseado na geometria de deformação por flexura, por deslizamento ou em outros métodos. Todas as interpretações estruturais devem respeitar a lei de Goguel (o volume dos sedimentos deve ser, mais ou menos, constante durante a deformação, tendo em linha de conta a redução de volume por compactação e dissolução), isto é, elas devem ser equilibradas ou balanceadas. Existem pelos menos quatro modelos cinemáticos para restaurar as secções geológicas (quer de campo quer feita a partir da interpretação geológica das linhas sísmicas (em profundidade) : (i) Método de comprimento da camada (“fault-bend-fold”) ; (ii) Rotação de blocos rígidos ; (iii) Cisalhamentos verticais e inclinados e (iv) Fluxo paralelo às falhas (ftp://ftp.ufrn.br/pub/biblioteca/ext/bdtd /AlexFA_Cap9_ate_final.pdf) O primeiro método assume que a deformação das camadas é acompanhada por deslizamentos flexura ao longo dos planos de estratificação que funcionam como superfícies de deslizamento onde a deformação entre os estratos é mínima. A restauração por rotação de blocos rígido (não se aplica a áreas com estruturas dobradas) preserva os comprimentos e ângulos originais internos, sendo aplicável a secções falhadas com blocos não deformados, como encontrados em estilos estruturais de tipo dominó. Em falhas curvilíneas (*), o colapso do bloco baixo pode ser idealizado por deslocamentos lineares homogéneos ao longo dos planos de escorregamento verticais ou inclinadas segundo um ângulo em relação ao qual uma série de pontos localizados no bloco baixo são transladados paralelamente à linha de mergulho regional. O método de fluxo paralelo à falha consiste no deslocamento de pontos materiais no bloco falhado ao longo de linhas paralelas à falha principal. Nesta figura, a secção geológica, na qual a presença de uma falha inversa é óbvia, foi construída utilizando os resultados das diagrafias de inclinação ("dipmeter") de três poços de pesquisa e das observações de campo. Durante a restauração, os sedimentos quando desdobrados devem ser colocados ao longo do plano de falha sem que espaços vazios (falta de sedimentos) ou sobreposições (sedimentos a mais) ocorram. A natureza tem horror dos espaços vazios. Certos programas de balanceamento, como o utilizado neste exemplo, utilizam o método de torção ("kink software"), no qual os principais problemas são : (i) A localização do topo do bloco falhado inferior e (ii) A determinação da trajectória do plano de falha e geometria interna do bloco falhado inferior. Os dados inicias são tirados da interpretação das diagrafias de inclinação dos poços de pesquisa e dos cortes geológicos feitos no campo. Os perfis dos poços são perpendiculares à direcção das camadas, para que as inclinações sejam reais. Utilizando as projecções das inclinações, um horizonte é construído através dos três poços e outros dados. A sua geometria é projectada, para acima e para abaixo, para construir três ou quatro horizontes que são prolongados até ao topo do bloco-falhado superior. A secção obtida pode ser facilmente modificada e restaurada até a lei de Goguel seja respeitada. Tomando a secção final (D) e horizontalizando o topo de um intervalo sedimentar, pode-se constatar se a lei de Goguel (**) foi respeitada ou não, e se a inclinação do plano de falha é compatível com a teoria de Anderson (falhas inversas inclinam, mais ou menos a 30°, falhas normais inclinam, mais a 60° e as falhas des deslizamento, inclinam mais ou menos a 90°, todavia, os cavalgamentos e as falhas normais de baixo ângulo são excepções a esta regra). Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas uma atenção muito particular deve ser feita ao picar das falhas e em particular à sua inclinação, as quais podem dar indicações preciosas e ser utilizadas como teste de refutação das interpretações.

(*) Muitos geocientistas chamam às falhas curvilíneas falhas lístricas, contudo etimologicamente, corresponde a uma falha que na parte superior tem um movimento normal (alongamento), enquanto que na parte inferior ele tem um movimento inverso (encurtamento). A falha de deslizamento do talude de uma estrada ou de não importa qual outro deslizamento de terreno é uma falha lístrica, a, qual é um caso particular de uma falha curva : todas as falhas lístrica são curvilíneas, mas não todas as falhas curvas são lístricas.

(**) Durante a deformação, o volume dos sedimentos mantém-se, mais ou menos, constante. Esta hipótese, embora muito antiga, tomou um lugar muito importante na geologia com os trabalhos de Goguel (1954), que introduziu o segundo princípio da termodinâmica na geologia e em particular na tectónica. Este princípio é aproximativo. Ele não entra em linha de conta com a redução de volume induzida pela diminuição da porosidade em profundidade e pelos fenómenos de dissolução que podem, em certos casos, atingir cerca de 30% do volume total.

Secção em Tempo (sísmica).....................................................................................................................................................................................Time Section

Section temps (sismique) / Sección en tiempo (sísmica) / Zeitabschnitt (seismische) / 时间剖面 / Сейсмический временной разрез / Sezione tempo (sismica) /

Linha sísmica convencional, ou seja, com a escala vertical em tempo e não em profundidade. A escala horizontal, nas linhas sísmicas é sempre métrica.

Ver: “ Secção em Profundidade (sísmica) ”
&
« Linha Sísmica Transversal »
&
« Sismostratigrafia »

Figura 589 (Secção em Tempo, sísmica) - Neste autotraço de detalhe de uma linha sísmica migrada em tempo (duplo) do offshore de Angola, a desarmonia tectónica induzida pelo escoamento lateral do sal (sismicamente o escoamento parece ter sido total), na base do intervalo salífero, é, facilmente, reconhecido. A escala horizontal da linha sísmica é métrica. Todavia, a escala vertical é em tempo duplo (segundos). Isto quer dizer, que um intervalo sedimentar isópaco (com uma espessura constante) no campo, só será isópaco numa linha sísmica se a velocidade das ondas sísmicas que o atravessam se mantiver constante. Se houver uma variação lateral de fácies (litologia) dentro do intervalo sedimentar, numa linha sísmica, a espessura (em tempo) não é constante. O mesmo sucede numa linha sísmica offshore quando há uma grande variação da espessura da lâmina de água: os horizontes sísmicos, debaixo de uma grande lâmina de água, são retardados, uma vez que as ondas sísmicas viajam mais lentamente na água do que nos sedimentos. Valores da velocidade das onda P (m/s) para os principais meios através dos quais as ondas se deslocam são : 1) Ar, 343 m/s ; 2) Água, 1450 - 1500 m/s ; 3) Gelo, 3400 - 3800 m/s ; 4) Petróleo, 1200 - 1250 m/s ; 5) Areias secas, 400 - 1200 m/s ; 6) Areias molhadas, 1500 - 2000 m/s ; 7) Argilas 1100 - 2500 m/s ; 8) Areia porosas e saturadas 2000 - 3500 m/s ; 9) Margas 2000 - 3000 m/s ; 10) Cré 2300 - 2600 m/s ; 11) Carvão 2200 - 2700 m|s ; 12) Sal 4500 - 5500 m/s ; 13) Anidrites 4000 - 5500 m/s ; 14) Calcários, 3500 - 6000 m|s ; 15) Dolomites 2000 - 3300 m/s ; 16) Granito 4500 - 6000 m|s ; 17) Basalto, 5000 - 6000 m/s ; 18) Gnaisse, 4400 - 5200 m/s. (http://gpg.geosci.xyz/ content/physical_properties/ seismic_velocity_duplicate.html). Nesta tentativa de interpretação geológica preliminar, a desarmonia tectónica está sublinhada pelos círculos, acima e abaixo, da sutura salífera (superfície que junta estratos, originalmente, separados por sal alóctone ou autóctone). O intervalo salífero só se reconhece, localmente, em associação com plano da falha normal, que separa dois domínios sedimentares, totalmente, diferentes. A evidência da desarmonia tectónica, que aqui coincidente com uma sutura salífera, é mais pronunciada na parte direita da linha sísmica (bloco inferior da falha normal), onde as relações geométricas e terminações dos reflectores são mais pronunciadas. As relações geométricas e as terminações dos reflectores permitem reconhecer uma estrutura antiforma (*), no bloco inferior da grande falha, que é uma estrutura em extensão, com a geometria de um anticlinal, mas com pequenas falhas normais, cujo salto é, por vezes debaixo da resolução sísmica, no ápice. Estas falhas são contemporâneas da deformação (alargamento) e não estão sublinhadas por nenhum reflector sísmico. Ao contrário, a grande falha normal está reforçada por um reflector. O plano de falha foi injectado por sal. As pequenas falhas normais reconhecem-se, unicamente, pelas terminações dos reflectores. Em profundidade, quer isto dizer, numa versão em profundidade da linha original, a base do intervalo salífero, que nesta versão é ondulado, é sub-horizontal. Um prisma de sal é visível na base do bloco superior da falha normal. Ele separa duas suturas salíferas (ou cicatrizes). O plano de falha horizontaliza-se no topo do sal ou na sutura salífera. Os sedimentos subjacentes à desarmonia tectónica, induzida pelo fluxo lateral do sal, estão pouco deformados, enquanto os sedimentos sobrejacentes estão fortemente alongados pela tectónica salífera (com pressão tectónica) e pela halocinese (sem pressão tectónica). Não esqueça que nas linhas sísmicas, os planos de falha só são enfatizados por reflectores quando: (i) O plano de falha está injectado por sal ou vulcanismo ; (ii) O plano de falha corresponde a um interface entre intervalos sísmicos com impedâncias muito diferentes como, por exemplo, entre sedimentos e um soco ; (iii) O plano de falha é, mais ou menos subhorizontal ou se horizontaliza em profundidade e (iv) Uma zona de falha argilosa e importante está presente. Estas conjecturas não são refutadas por este autotraço, onde nenhuma falha e, particularmente, nenhuma falha de acomodação (no topo da estrutura em carapaça de tartaruga, que é uma antiforma e não um anticlinal) é sublinhado por um reflector. Ao contrário a desarmonia tectónica, de geometria subhorizontal, é enfatizada por reflectores. Com a linha original é em tempo, a geometria e a profundidade da desarmonia tectónica é obviamente afectada pelas variações laterais de velocidade que aqui são muito importantes. A título de exemplo, pode dizer-se que, teoricamente, a desarmonia tectónica, em profundidade, deve ser rectilínea e sub-horizontal.

(*)  As estruturas extensivas ou de alargamento, em forma de sino, como os anticlinais, têm, em geral, falhas normais síncronas da deformação no topo das antiformas, uma vez que há, unicamente, uma maneira de alongar os sedimentos, isto é, por falhas normais. Ao contrário, como os sedimentos não podem ser encurtados e alargados, ao mesmo tempo no mesmo lugar, a presença de falhas normais síncronas do encurtamento é impossível no topo de um anticlinal (se elas existem, elas são ou posteriores ou anteriores, mas neste último caso elas são reactivadas como falhas inversas durante o encurtamento).

Sedimentação de Carbonatos (princípos)........................................................................Carbonate Sedimentation

Sédimentation carbonatée (principes) / Sedimentación de carbonatos (principios) / Carbonatsedimentation (Grundsätze) / 碳酸盐岩沉积（原则） / Карбонатонакопление (принцип) / Sedimentazione di carbonato (principi) /

Três regras de base são a considerar na deposição dos carbonatos: (i) Os carbonatos são, principalmente, de origem orgânica ; (ii) Os carbonatos constroem estruturas que resistem às vagas e (iii) Os carbonatos sofrem grandes alterações diagenéticas porque os minerais originais são metaestáveis.

Ver: « Bioerma »
&
« Deposição (Carbonatos) »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 590 (Sedimentação de Carbonatos, princípios) - A precipitação de carbonatos sob a acção das bactérias sulfato redutoras começa com uma caída do pH (medida da acidez ou da basicidade de uma solução), a qual se segue uma subida. A precipitação do cálcio depende, em grande parte, da intensidade do processo de respiração. Todos os seres vivos precisam de energia para viver e que essa energia é obtida dos alimentos. O nosso organismo obtém energia dos alimentos pelo processo da respiração celular, realizada nas mitocôndrias, com a participação do gás oxigênio obtido no ambiente. A glicose é um os principais combustíveis utilizados pelas células vivas na respiração. Observe o que ocorre nas nossas células: Glicose + oxigénio ----> gás carbônico + água + energia. É esse tipo de fenómeno que ocorre sem parar no interior das células viva, liberando a energia que garante a atividade dos nossos órgãos por meio do trabalho das células. A respiração pode ser entendida sob dois aspectos: (i) O mecanismo por meio da qual a energia química contida nos alimentos é extraída nas mitocôndrias e usada para manter o organismo em atividades, esse mecanismo é a respiração celular e (ii) O conjunto de processos de troca do organismo com o ambiente externo que permite a obtenção de gás oxigênio e a eliminação do gás carbônico. (http://www.sobiologia.com.br/ conteudos/Corpo/Respiracao.php). A maior parte dos carbonatos marinhos são segregados por organismos, animais e vegetais. No resíduo orgânico, que resta depois da dissolução dos carbonatos, certos geocientistas chamam trama à fracção que é constituída pela bactérias e substrato a fracção que provém de macro-organismos. A maior parte das rochas carbonatadas forma-se em águas quentes e são, muitas vezes, associadas a bioermas. Fairbridge (1955) propôs uma classificação para a sedimentação dos carbonatos organogénicos: (i) Na plataforma continental (entre 0 e 200 metros mas, excepcionalmente, até 900 metros de profundidade de água), as condições são favoráveis ao depósito de calcário, sobretudo, nos países quentes, entre 10° e 30°C ; são as zonas com mais luz, ricas em nutrientes que são, particularmente, favoráveis à vida e à fotossíntese (o processo pelo qual as planta sintetizam compostos orgânicos a partir da presença de luz, CO2 e água, no qual o Sol é a fonte primária de energia) ; na plataforma observam-se bioermas (massas de calcário lenticulares, espessas, sem estratificação, edificadas por organismos construtores como coraliários, algas coralináceas que permanecem em posição de vida), biostromas (estruturares tabulares de calcário, construída por certos organismos, como, rudistas e ostreídeos, constituindo uma ou mais camadas interstratificadas numa dada sequência) e depósitos carbonatados clásticos como oólitos (grãos arredondados do tamanho da areia (0,25 a 2,00 mm) formados por precipitação química inorgânica de carbonato de cálcio em águas agitadas e com pouca deposição de material clástico, eolianitos calcários (calcários costeiros constituídos por em sedimento de carbonato de origem biogénica marinha de água pouco profunda, formada em dunas costeiras pelo vento, e posteriormente litificado), pelagositos (incrustações calcárias de uma variedade de calcite que se apresenta como um revestimento escuro sobre a dolomite, provavelmente, devido a uma reacção à água do mar) depositados em um mar saturado em calcário ; (ii) Nas regiões batiais e abissais (talude continental e fossas marinhas): a) Sob uma lâmina de água superior a 200 metros, mas inferior a profundidade de compensação dos carbonatos, ou seja, abaixo da qual a taxa de carbonato de cálcio está debaixo da profundidade de solvatação (fenómeno que ocorre quando um composto iónico ou polar se dissolve numa substância polar, sem formar uma nova substância ; as moléculas do soluto são rodeadas pelo solvente) de forma que nada dela se preserva, mais ou menos, a cerca de 5 000 metros ; b) Sob um clima quente, encontram-se ainda sedimentos calcários (vasas de Globigerinas, Pterópodos (moluscos gastrópodes de pequeno tamanho, que possuem cerca da cabeça extensões laminares do pé e que as usam para nadar), Cocólitos e Rabdolitos (cocólitos com discos próximos unidos por uma porção cilíndrica projectada para o exterior em forma haste ou de trompete) ; c) Nas bacias abertas, com misturas de águas susceptíveis de renovar o oxigénio ; d) Nas bacias fechadas e mal ventiladas produzem-se fermentações anaeróbicas e sulfuretos ; d) Nas regiões frias, o microplâncton cria vasas siliciosas (relativamente às dimensões os organismos planctónicos podem ser classificados em 6 grupos distintos: 1) Ultraplâncton, < 5 μm ; 2) Nanoplâncton, 5-60 cm ; 3) Microplâncton, 60-500 μm ; 4) Mesoplâncton, 0,5-1 mm ; 5) Macroplâncton, 1-10 mm ; Megaplâncton, >10 mm ); e) As crés (carbonato de cálcio amorfo) pertencem a uma categoria intermediária, uma vez que elas são sedimentos pelágicos semelhantes às vasas de Globigerinas, mas depositadas nas partes profundas da plataforma continental.

Sedimentação Lateral...........................................................................................................................................................Lateral Sedimentation

Sédimentation latérale / Sedimentación lateral / Seitliche Sedimentation / 横向沉降 / Латеральная седиментация / Sedimentazione laterale /

Depósito de sedimentos numa superfície inclinada, que migram numa certa direcção, à medida que mais sedimentos se depositam, como, por exemplo, a deposição no lado convexo do canal de uma corrente numa planície de meandros.

Ver: « Acarreio Sedimentar »
&
« Modelo de Deposição (areia-shale) »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 591 (Sedimentação Lateral) - Este detalhe de um autotraço de uma linha sísmica do offshore dos EUA, ilustra, perfeitamente, a sedimentação lateral numa barra de meandro de planície aluvial. Este tipo de sedimentação existe, também, nos meandros de vale (meandros encaixados), mas é muito mais marcada nos meandros de planície aluvial. Este detalhe, que não requer nenhum tipo de interpretação, corrobora o modelo geológico de uma barra de meandro proposto por Galloway e Hobday (1983), no qual um rio meandriforme representa um equilíbrio entre entre os efeitos de fricção e inércia do escoamento e a tendência natural que um escoamento tem de seguir sempre o trajecto mais curto e de maior declive. Nas áreas pouco ricas em sedimentos, os rios têm tendência a formar canais, nos quais o escoamento mais rápido se localiza na parte central como que se o canal fosse rectilíneo. Quando o canal é curvo, como acontece quase sempre, a inércia empurra a zona de escoamento mais rápido contra o banco côncavo, o qual é erodido e forma um banco de erosão. Este banco de erosão é, facilmente, reconhecido neste autotraço, não só porque ele se opõem a barra de meandro, mas também pelos biséis de truncatura que o caracterizam. No banco convexo do meandro, como o escoamento da água é fraco (água frouxa), uma parte dos sedimentos transportados deposita-se, lateralmente, formando a barra de meandro. A erosão no banco côncavo e a deposição no banco convexo obriga o leito do rio (canal) ou álveo a migrar em direcção do banco côncavo até que se forme um atalho de meandro, quer isto dizer, uma passagem directa da corrente entre dois bancos côncavos não consecutivos o que isola a barra de meandro entre os dois bancos côncavos e forma um lago de meandro na parte central do canal abandonado. Como se pode ver neste autotraço, as relações geométricas entre os diferentes tampões argilosos (depósitos argiloso que se depositam por decantação num lago de meandro abandonado) que fossilizam o canal, traduzem a história do abandono do leito principal do rio, o qual, neste caso particular, se fez em fases sucessivas e não de uma só vez, visto que, pelo menos, cinco tampões argilosos se podem pôr em evidência pela relações geométricas entre os reflectores que os formam. Na estratigrafia sequencial, que é, fundamentalmente, baseada na identificação e mapeamento das superfícies de erosão induzidas pelas descidas do nível do mar relativo (*) (discordâncias), a identificação dos preenchimentos dos vales fluviais e, em particular, do preenchimento dos vales cavados é, particularmente, importante. Na realidade, nas linhas sísmica a identificação das discordâncias, nem sempre é evidente, sobretudo quando elas não estão reforçadas pela tectónica (discordâncias angulares). É nesses casos que a identificação dos preenchimentos dos vales cavados ou dos canhões é muito útil, uma vez que ela permite de localizar, localmente, a discordância que depois pode ser picada, mais ou menos, em continuidade. Nos sedimentos costeiros, muitas vezes, uma sucessão de camadas verticais resultam de uma sedimentação lateral em vez de vertical, uma vez que a taxa na qual a migração lateral de ambientes sedimentares costeiros (restingas, fundo de baía, pântano de marés) construiu uma sucessão vertical de contínuas e sobrepostas camadas horizontais. Nos sedimentos marinhos, uma sedimentação lateral é, tomada, muitas vezes, como sinónimo de uma progradação da linha da costa para o mar, enquanto que uma sedimentação vertical sugere, na maior parte dos casos uma agradação, ou seja, uma subida do nível do mar relativo (ingressão marinha), isto é um deslocamento da linha da costa para continente, Contudo, em detalhe, a acomodação criada pela ingressão marinha é preenchido, durante o período de tempo de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marinha, por uma uma regressão sedimentar (sedimentação lateral). Assim, as transgressões que, globalmente, têm uma geometria agradante / retrogradante (que parece corresponder a uma sedimentação vertical) são, na realidade, um conjunto de ingressões marinhas cada vez maiores e regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Por outras palavras, a sobreposição de camadas é o resultado de uma sedimentação lateral.

(*) O nível do mar pode ser de dois tipos: (i) Nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e (ii) Nível do mar absoluto ou eustático, que é o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite. O nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento). O nível do mar absoluto é o resultado da combinação da: i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos ( se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta).

Sedimentação Repetitiva...................................................................................................................................Repetitive Sedimentation

Sédimentation répétitive / Sedimentación repetitiva / Repetitiven Sedimentation / 重复沉积 / Повторная седиментация / Sedimentazione ripetitivo /

Quando as mudanças do clima ou as mudanças do nível do mar relativo produzem uma acumulação vertical e cíclica de sucessões sedimentares, mais ou menos, típicas. Estas sucessões verticais podem ser, ou não, regularmente recorrentes (periódicas).

Ver: « Acarreio Sedimentar »
&
« Modelo de Deposição (areia-shale) »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 592 (Sedimentação Repetitiva) - Assumindo que uma sedimentação repetitiva ou cíclica ocorre quando há uma repetição de uma série específica de eventos conectados que afeta o ambiente nos quais os sedimentos são depositados, dois tipos de sucessões cíclicas sedimentares podem ser consideradas, na base dos processos que as: (i) Sucessões autociclicas e (ii) Sucessões alociclicas. As primeira são sedimentos cíclicos que são criados por processos que só ocorrem dentro da bacia a qual os sedimentos são depositados: as marés e as tempestades são exemplos dos tipos de processos que criam sucessões autociclicas, as quais têm uma continuidade estratigráfica limitada. As sucessões alociclicas, que podem estender-se por grandes distâncias, são ciclos de sedimentos causados por processos que também ocorrem fora da bacia onde os sedimentos se depositam, como, por exemplo, as variações do nível do mar, as mudanças climáticas, a actividade tectónica, etc. O exemplo típico de sedimentação repetitiva é um edifício deltaico, o qual não se deve confundir com um delta, como ilustrado nesta figura, uma vez que ele está associado a uma repetição de ingressões marinhas. A espessura média de um delta (altura do prodelta) é de cerca de 30-40 metros, enquanto que a espessura de um edifício deltaico, que não é outra coisa que a sobreposição de um certo número de deltas (sedimentação repetitiva), pode atingir vários quilómetros, como o edifício deltaico do Niger ou do Amazonas. Em estratigrafia sequencial, geralmente, um delta corresponde a um cortejo sedimentar, ou seja, a associação lateral de sistemas de deposição, caracterizados por uma litologia e fauna associada, síncronos e geneticamente ligados, depositado durante o período de estabilidade do nível do mar relativo, que é o nível do mar local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, que ele seja a base dos sedimentos ou o fundo do mar e que é o resultado da combinação entre o nível do mar absoluto ou eustático, (nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite), que ocorre entre dois paraciclos eustáticos consecutivos (ingressões marinhas ou subidas do nível do mar consecutivas). Por outro lado pode dizer-se que, um delta é constituído, por três tipos de camadas: (i) Camadas Superiores, que têm geometria sub-horizontal ; (ii) Camadas Frontais, que têm uma geometria inclinada para o mar e (iii) Camadas Inferiores, que, quando presentes têm uma geometria sub-horizontal. Existem deltas constituídos, unicamente, pelas camadas inclinadas ou frontais e deltas constituídos pelas camadas superiores e pelas camadas inclinadas. Globalmente, um delta tem uma geometria progradante, uma vez que a sedimentação é repetitiva e lateral. Dentro de um ciclo sequência, uma sobreposição de deltas faz-se, de preferência, durante o prisma de baixo nível (PNB) e o prisma de nível alto do mar (PNA), isto é, durante os que episódios regressivos. Assim, se inicialmente, a linha da costa, que corresponde, mais ou menos, ao limite entre as camadas superiores e frontais de um delta, está localizada a montante do rebordo da bacia (rebordo continental quando a bacia tem uma plataforma continental), pouco a pouco, os taludes deltaicos ou as camadas inferiores, quando elas existem, fossilizam a plataforma continental. Durante, este período (1a fase do desenvolvimento do prisma de nível alto, PNA) os taludes deltaicos estão localizados a montante do talude continental, o que quer dizer, que existe um pequena plataforma sob uma lâmina de água que, normalmente, é inferior à resolução sísmica. Se numa linha sísmica, as ingressões marinhas e as regressões sedimentares por elas induzidas, não se podem pôr em evidência, a plataforma continental é considerada como inexistente e o rebordo da bacia é o limite entre as camadas superiores e frontais do delta, uma vez que a bacia, sismicamente, não tem plataforma continental. O modelo geológico ilustrado nesta figura, que é muito exagerado verticalmente, daria, provavelmente, numa versão sísmica em tempo, uma image na qual, ao nível hierárquico dos ciclos sequência, as bacias que não têm plataforma continental, ou seja, uma imagem sísmica na qual as progradações deltaicas, isto é, os paraciclos sequência seriam difíceis de reconhecer. Os sucessivos rebordos continentais seriam considerados com coincidentes com as sucessivas linhas da costa. É importante não confundir o talude continental de um edifício deltaico, que pode atingir vários quilómetros de altura, com o prodelta (talude de um delta), cuja altura, raramente, ultrapassa 50 metros.

Sedimentação Vertical.......................................................................................................................................................Vertical Sedimentation

Sédimentation vertical / Sedimentación vertical / Vertikale Sedimentation / 垂直沉积 / Вертикальная седиментация / Sedimentazione verticale /

Acumulação vertical sobre uma superfície de deposição, de dimensões significativas, resultante de uma sobreposição de sedimentos transportados verticalmente e não como numa agradação, onde os sedimentos transportados por corrente s que vêm de montante.

Ver: « Acarreio Sedimentar »
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« Modelo de Deposição (areia-shale) »
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« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 593 (Sedimentação Vertical) - Nesta figura estão ilustrados intervalos sedimentares associados dois tipos de sedimentação completamente diferentes: (i) Uma sedimentação, quase instantânea (em termos geológicos) de partículas transportadas por correntes de turbidez (ou turbidíticas) e (ii) Uma sedimentação muito mais longa (alguns centímetro durante várias centenas ou milhares de anos) de partículas que tombam, verticalmente, para o fundo do mar. O primeiro tipo de sedimentação é representado pelos intervalos inferiores de uma camada turbidítica, enquanto que o segundo é representado por um intervalo pelágico, que fossiliza a camada turbidítica, embora certos geocientistas o considerem como fazendo parte da camada turbidítica, o que para nós não tem muito sentido. Bouma considera numa camada turbidítica completa cinco intervalos. De baixo para cima, Bouma distingue : (A) Um intervalo maciço ou granodecrescente para cima ; (B) Um intervalo com laminações arenosas paralelas ; (C) Um intervalo com laminações onduladas ou convolutas ; (D) Um intervalo com finas laminações paralelas de silte e lama, e finalmente (E) Um intervalo constituído por lama hemipelágico, na base do qual, se pode encontrar um pouco de lama proveniente da corrente turbidítica. Independentemente do facto do intervalo pelágico (E) ser considerado, ou não, como fazendo parte da camada turbidítica (A, B, C, D), pelo menos duas coisas diferenciam o intervalo (E) dos outros intervalos: (1) A taxa de sedimentação é, extremamente lenta ; os intervalos A, B, C, D, depositam-se, em geral, em algumas horas, enquanto que o intervalo pelágico pode demorar milhares de anos a depositar-se ; (2) A sedimentação é vertical, isto é, as partículas sedimentares que o formam tombam, lentamente, através da lâmina de água, o que contrasta, fortemente, com a deposição das partículas dos intervalos A, B, C, e D que se faz por perda de competência, isto é, por desaceleração, do escoamento turbidítico. A granulometria e fauna são critérios de diferenciação. As partículas do intervalo pelágico são mais finas e fauna é mais significativa, uma vez que a fauna dos intervalos A, B, C e D é transportada. Na estratigrafia sequencial as camadas turbidíticas e as camadas pelágicas, depositadas entre elas e, particularmente, as que compõem os cones submarinos de bacia (as camadas turbidíticas ilustradas nesta fotografia pertencem a um cone submarino de bacia) são muitos importantes porque elas permitem datar as discordâncias ou as paraconformidades correlativas, em água profunda, que limitam os ciclos estratigráficos e, sobretudo, as que limitam os ciclos sequência. Na realidade, elas sublinham o hiato mínimo entre dois ciclos sequência ou entre dois ciclos eustáticos de 3a ordem, o que permitem de datar, com um erro inferior a 3-5 My de anos, a descida relativa do nível do mar responsável da superfície de erosão que enfatiza a discordância. Como os sedimentos clásticos têm, praticamente, todos uma proveniência do continente é normal que a sedimentação lateral seja predominante. A sedimentação vertical ocorre, sobretudo, nos sistemas de deposição de carbonatos e nos ambiente profundos, onde uma sedimentação pelágica é abundante ou muito pouco energéticos, com, por exemplo nos ambientes lacustres. Nos ambientes marinhos de plataforma ou de talude continental, a sedimentação é, principalmente lateral, mesmo se, globalmente, ela e representada por uma acumulação vertical de camadas, que individualmente têm uma configuração interna progradante (sigmóide ou oblíqua). Isto particularmente bem visível nos intervalos transgressivos dos ciclos sequência. Efectivamente, um intervalo transgressivo, que muitos geocientistas chamam, de maneira abusiva, “cortejo transgressivo” ou “transgressão”, é o resultado de um conjunto de ingressões marinhas, simples, e em aceleração (paraciclos eustáticos), quer isto dizer, que elas são cada vez mais importantes, e das regressões sedimentares (paraciclos sequência) associadas que são cada vez menos importantes, o que, colectivamente, desenvolve uma unidade sedimentar de geometria retrogradante. As ingressões marinhas deslocam para o continente a linha da costa, criando ou aumentando o espaço disponível para os sedimentos, enquanto que as regressões sedimentares, depositadas durante o período de estabilidade do nível do mar relativo que ocorre depois de cada ingressão marinha, deslocam a linha da costa para o mar à medida que os cortejos sedimentares, com uma sedimentação lateral, progradam para o mar.

Segmento Horizontal Inferior (linha cronstratigráfica)........................................................................................Bottomset

Segment horizontal inférieur / Segmento horizontal inferior (línea cronostratigráfica) / Unteren horizontalen Segment / 底部的沉积段 / Придонный дельтовый слой / Segmento orizzontale inferiori /

Um dos três segmentos que formam uma linha cronostratigráfica: (i) Segmento Horizontal Superior, (ii) Segmento Inclinado para o mar e (iii) Segmento Horizontal Inferior. O segmento horizontal inferior representa, geralmente, sedimentos depositados em água profunda.

Ver: « Configuração Paralela »

Segmento Inclinado para o Mar (linha cronstratigráfica).......................................................................................Foreset

Segment incliné vers la mer / Segmento inclinado hacia el mar (línea cronostratigráfica) / Segment zum Meer hin geneigt / 向海倾斜的分部 / Промежуточный ряд / Segmento inclinata verso il mare /

Um dos três segmentos que formam uma linha cronostratigráfica: (i) Segmento Horizontal Superior ; (ii) Segmento Inclinado para o mar e (iii) Segmento Horizontal Inferior. O segmento inclinado para o mar representa sedimentos de talude deltaico ou continental, função da escala (não confunda o talude de um delta, entre 20 e 60 m, com o talude de um edifício deltaico, que é um talude continental).

Ver: « Configuração Paralela »

Segmento Horizontal Superior(linha cronstratigráfica)...................................................................................................Topset

Segment horizontal supérieur / Segmento horizontal superior (línea cronostratigráfica) / Oberen horizontalen Segment / 顶部的沉积段 / Покрывающий ряд / Segmento orizzontale superiore /

Um dos três segmentos que formam uma linha cronostratigráfica: (i) Segmento Horizontal Superior ; (ii) Segmento Inclinado para o mar e (iii) Segmento Horizontal Inferior. O segmento horizontal superior representa sedimentos depositados em água pouco profunda (em geral sedimentos de plataforma).

Ver: «Configuração Paralela»

Sequência de Deposição(ciclo sequência)............................................................................................Depositional Sequence

Séquence de dépôt / Secuencia de depositación / Ablagerungsbedingungen Sequenz / 沉积层序 / Осадочная секвенция / Sequenza deposizionale /

Unidade estratigráfica composta por uma sucessão conforme de estratos, geneticamente, relacionados e limitada por duas discordâncias ou pelas paraconformidades correlativas em água profunda. Um sequência de deposição é sinónimo de ciclo sequência (ciclo estratigráfico). Cada ciclo sequência ou sequência de deposição, é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem e é composto por uma sucessão vertical e lateral de diferentes cortejos sedimentares. Um ciclo sequência ou sequência de deposição deposita-se entre dois pontos de inflexão da curva das variações do nível do mar relativo (eustasia + perturbações astronómicas + tectónica, isto é, subsidência ou levantamento).

Ver: « Ciclo Sequência »
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« Cortejo Sedimentar »
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« Discordância »

Figura 594 (Sequência de Deposição) - Neste modelo de deposição para intervalos siliciclásticos (areia / argila) de P. Vail (ligeiramente modificado), está representado um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência (induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, cujo tempo de duração é entre 0,5 e 3-5 My) e os grupos de cortejos sedimentares que formam. O tempo geológico entre duas linhas cronostratigráficas consecutivas é, mais ou menos, 100 ky. Este tempo corresponde ao tempo de duração de cada paraciclo eustático, que compõem o ciclo eustático) e não ao tempo real de deposição de cada paraciclo sequência (ou parassequência) que é muito mais pequeno. Não esqueça que um paraciclo eustático corresponde a uma subida do nível do mar relativo e que entre uma sucessão de paraciclos eustáticos não há descidas do mar relativo entre elas, mas períodos de estabilidade relativa do mar relativo, durante os quais os sedimentos se depositam. Assim, um paraciclo sequência é o intervalo sedimentar que se deposita durante o período de estabilidade relativa do nível do mar entre dois paraciclos eustáticos consecutivos. Não esqueça que o nível do mar pode ser absoluto ou eustático, ou seja, o nível do mar, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite e relativo, quer isto dizer, o nível do mar, local, referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre, como a base dos sedimentos (topo da crusta continental ou o fundo do mar. O nível do mar absoluto ou eustático é o resultado da acção combinada da: (i) Tectonicoeustasia que é controlada pela variação do volume das bacias oceânicas em associação com alastramento oceânico no seguimento da ruptura dos supercontinentes ; (ii) Glacioeustasia, que é controlada pela variação de volume de água dos oceanos função da quantidade de gelo (assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, há cerca de 4,5 Ga) ; (iii) Geoidaleustasia que é controlada pela distribuição da água dos oceanos causada pelas variações do campo da gravidade terrestre (onde a gravidade é mais forte que o valor normal, o nível do mar é atirado para o centro da Terra) e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos, que é controlo pelo aumento da temperatura dos oceanos ( se a temperatura aumenta, a densidade da água diminui e, para uma massa constante, o volume aumenta). Por outro lado, o nível do mar relativo é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é de encurtamento). Quando o nível do mar relativo sobe (ingressão marinha), a linha da costa desloca-se par o continente, ao mesmo tempo que a planície costeira é inundada, o que cria uma superfície de ravinamento, sobre a topografia pré-existente. Isto quer dizer, que quando o nível do mar relativo sobe não há deposição. Tudo o que há, é criação ou aumento do espaço disponível para os sedimentos, o qual é, mais tarde, preenchido total ou parcialmente. Um ciclo sequência é limitado por duas discordâncias, induzidas por duas descidas significativas do nível do mar relativo, que puseram o nível do mar relativo mais baixo do que o rebordo da bacia (discordâncias do tipo I), ou seja, limitado por duas superfícies de erosão. Dentro de um ciclo sequência, de baixo para cima reconhecem-se os dois grandes grupos cortejos sedimentares (associação lateral de sistemas de deposição, isto é, de litologias com uma fauna associada (fácies), síncronas e geneticamente ligados): (i) Grupo de Cortejos Sedimentares de Nível Baixo (CNB) e (ii) Grupo de Cortejos Sedimentares de Nível Alto (CNA). O grupo inferior (CNB), quando completo, é composto por três subgrupos: (a) Cones Submarinos de Bacia (CSB) e, eventualmente, contornitos associados ; (b) Cones Submarinos de Talude (CST) e (c) Prisma de Nível Baixo (PNB), com o qual estão associados Preenchimentos Vales Cavados (Pvc) e Preenchimentos de canhões Submarinos (Pcs). O grupo superior (CNA), quando completo, é formado por dois subgrupos: (d) Intervalo Transgressivo (IT) e (e) Prisma de Nível Alto (CNA), com o qual, nos primórdios da estratigrafia sequencial se associava o Prisma de Bordadura da Bacia (PBB), quando, uma descida do nível do mar relativo não era, suficientemente, importante para pôr o nível do mar debaixo do rebordo da bacia (discordância de tipo II), que hoje deixou de ser utilizado.

Sequência de Fácies............................................................................................................................................................................................Facies Sequence

Séquence de faciès / Secuencia de facies / Facies Sequenz / 序列的相 / Последовательность фаций / Facies sequenza /

Associações de fácies com uma ordem vertical característica. A lei de Walther diz que em continuidade de sedimentação, as diferentes fácies que se sobrepõem umas à outras se depositaram uma ao lado da outra (adjacentes) e ao mesmo tempo. Por outras palavras, não ausência de discordâncias (superfície de erosão) uma sucessão lateral de fácies, a, b, c, encontra-se, também, verticalmente, mas da mais distal para a mais proximal, i.e., c, b e a.

Ver: « Fácies »

Sequência de Sloss.....................................................................................................................................................................................................Sloss' Sequence

Séquence de Sloss / Secuencia de Sloss / Sequenz von Sloss / 斯洛斯序列 / Последовательность Слосса / Sequenza di Sloss /

Unidade estratigráfica composta por uma sucessão conforme de estratos, geneticamente, relacionados e limitada por duas discordâncias ou pelas paraconformidades correlativas em água profunda. Um sequência de deposição é sinónimo de ciclo sequência (ciclo estratigráfico). Cada ciclo sequência ou sequência de deposição, é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem e é composto por uma sucessão vertical e lateral de diferentes cortejos sedimentares. Um ciclo sequência ou sequência de deposição deposita-se entre dois pontos de inflexão da curva das variações do nível do mar relativo (eustasia + perturbações astronómicas + tectónica, isto é, subsidência ou levantamento).

Ver: « Ciclo Sequência »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Discordância »

Figura 595 (Sequência de Sloss) - Laurence L. Sloss, em 1949, introduziu, pela primeira vez, o termo sequência na estratigrafia para designar o uma sucessão de estratos limitada entre por discordâncias (superfícies de erosão). Mais tarde, em 1950, ele considerou uma sequência como um conjunto de ciclos de deposição (unidades alostratigráficas) e não como uma unidade cronostratigráficas, uma vez que as discordâncias não coincidem com as linhas do tempo. Na continuação dos seus trabalhos, em 1963, Sloss, já na Universidade do Noroeste, EUA), propôs um novo paradigma na estratigrafia. Na análise estratigráfica, ele reconheceu a importância, a grande escala, dos intervalos sedimentares limitados por discordâncias, que ele chamou sequências cratónicas (unidades estratigráficas de hierarquia maior que um grupo, ou seja megagrupo ou supergrupo, que podem ser cartografadas sobre extensas áreas de um continente e limitada por discordâncias inter-regionais). É por isso que um geocientista, com experiência em estratigrafia, pode olhar para um afloramento e dizer, por exemplo, estes arenitos do Câmbrico Inferior, quer isto dizer, que eles se depositaram no Câmbrico Inicial, ou estes calcários argilosos são, provavelmente, do Cretácico Superior, sem o auxilio quer de fósseis quer de um espectógrafo de massa (instrumento para estudar os diferentes espectros luminosos, especialmente a disposição das riscas que eles apresentam, com chapa fotográfica). Não esqueça que: Cretácico Superior é para as rochas e Cretácico Tardio é para o tempo (idades). Da mesma maneira, hoje em dia, um geocientista encarregado das tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, reconhece, perfeitamente, por exemplo, a discordância SB. 30 Ma, sem que seja necessário perfurar um poço para que os detritos de sondagem lhe dêem um a idade aproximativa. Não esqueça, também, que 30 Ma é, por convenção, uma idade (milhões de anos atrás) e que 30 My é um intervalo de 30 milhões de anos, mas que pode ser tanto do Paleozóico como do Cenozóico. Foi Sloss que iniciou os trabalhos de base do que hoje se chama a estratigrafia sequencial e foi ele que disse que cada sequência cratónica é caracterizada por uma tectónica interna e uma petrologia idiossincrática (diferente da usual, diferente daquela que, geralmente, é feita). A sequência de depósito de Vail et al., (1977) (*), é uma unidade estratigráfica que é composta de uma sucessão, mais ou menos, concordante de estratos geneticamente relacionados e limitada, no topo e na base, por discordâncias ou pelas suas paraconformidades correlativa em água profunda). Todavia a sequência de depósito de P. Vail tem uma ordem de magnitude (hierarquia menor) que a sequência de Sloss. Na hierarquia Sequência, Supersequência e Megassequência, inicialmente proposta por Vail, é a supersequência que corresponde à sequência de Sloss. Nesta figura estão representadas as sequências cratónicas (ou sequências de Sloss) da América do Norte, as quais estão separadas por discordâncias (superfície de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo). Nas zonas coloridas em castanho claro, os sedimentos foram erodidos ou não se depositaram, o que quer dizer, que elas representam um hiato, mais ou menos, importante. Nas bacias cratónicas e margens continentais divergentes, os registos sedimentares que são, principalmente, constituídos por episódios transgressivos (deslocamento, global, da linha da costa e depósitos costeiros para o continente em associação com uma subida do nível do mar absoluto ou eustático (**) e não relativo) e regressivos (deslocamento para o mar da linha da costa e dos depósitos costeiros em associação com uma descida do nível do mar absoluto ou eustático), são limitados por discordâncias. Algumas discordâncias são pouco importantes, mas outras representam períodos de tempo muito grandes e podem reconhecer-se sobre grandes distâncias. As sequências de Sloss compreendem intervalos sedimentares que podem englobar vários sistemas geológicos (na América do Norte, por exemplo, o início do Ordovícico corresponde a culminação do grande episódio transgressivo Câmbrico que Sloss chamou "sequência de Sauk”.

(*) Neste glossário, por razões diversas, a expressão “ciclo sequência” é utilizada como sinónimo de sequência de depósito de P. Vail, assim como “subciclo de invasão continental” e “ciclo de invasão continental” substituem os termo de supersequência e megassequência, utilizados inicialmente pelos geocientistas da EPR (“Exploration Production Research”) da Exxon.

(**) O nível do mar absoluto ou eustático é, global, referenciado ao centro da Terra ou a um satélite é o resultado da (i) Tectonicoeustasia ; (ii) Glacioeustasia ; (iii) Geoidaleustasia e (iv) Aumento estérico do nível do mar ou dilatação térmica dos oceanos). O nível do mar relativo, que pode ser referenciado a qualquer ponto fixo da superfície terrestre é o resultado da acção combinada do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica (subsidência ou levantamento).

Shale (argilito físsil).........................................................................................................................................................................................................................................................Shale

Ardoise (shale) / Esquisto (lutita) / Schiefer / 页岩 / Сланец (глинистый) / Shale /

Rocha sedimentar constituída por grãos muito finos (minerais argilosos e lama) com alta fissilidade, quer isto dizer, que se debita em finas lamelas paralelamente ao planos de estratificação que são difíceis de reconhecer. Não confunda shale, que é físsil, com lutito (mesma composição, mas com o tamanho dos grãos inferior a 1/16 mm) que não é físsil. Igualmente, não confunda shale com siltito, o qual tem a mesma composição e um tamanho dos grãos semelhante, mas o teor em argila é muito mais pequeno. O termo argilito usado por muito geólogos portugueses como sinónimo do termo inglês "shale" é confuso, uma vez que os autores ingleses diferenciam, perfeitamente, "shale" e "argillite".

Ver: « Argilito Externo de Transbordo »

Shale de Abandono (argilito físsil).................................................................................................................................Abandonment shale

Argile d'abandond / Lutita de abandono / Lehm-Verzicht / 粘土放弃 / Изолированные глины / Argilla di abbandono /

Níveis argilosos físseis depositados nos canais (ou depressões) e depósitos de transbordo (diques marginais naturais) dos complexos turbidíticos submarinos desde que o sistema turbidítico se torna inactivo. A presença de níveis argilosos semelhantes, por cima dos cones submarinos do talude (CST), permite, por vezes, a retenção dos hidrocarbonetos nas armadilhas, quer nas rochas-reservatórios, que preenchem os canais (ou depressões), quer nas rochas-reservatório arenosas dos depósitos de transbordo.

Ver: « Argilito de Abandono »

Sibéria (continente).................................................................................................................................................................................................................................................Sibéria

Sibérie (Siberia) / Siberia / Sibirien / 西伯利亚 / Сибирь / Siberia /

Um dos continentes de idade Câmbrico, resultaram da ruptura de um antigo supercontinente chamado Protopangeia (Rodínia, para certos geocientistas). A maior desses massas continentais era sem dúvida o pequeno supercontinente Gondwana que, pouco a pouco, começou a derivar para o Sul e que se fracturou. Os outros continentes como a Laurência, Báltica e Sibéria permaneceram sempre independentes.

Ver: «Protopangeia»