Talude, Taluvium..........................................................................................................................................................................................................................................Talus, Slope

Talus, Taluvion / Talud, Taluvium / Hang , Taluvium (gefördert durch die Massenbewegung) / 坡 / Склон, Отвалочный материал / Pendenza, Taluvium (trasportati dal movimento di massa) /

Depósito inclinado construído pela acumulação de restos de rochas ao pé de uma falésia ou cume.

Ver: « Aluvial »
&
« Promontório »
&
« Talude Continental »

Figura 637 (Talude) - A fotografia mais pequena, tirada nos Alpes franceses, confirma a conjectura, avançada por muitos geocientistas, de que uma grande parte dos taludes são constituídos por uma mistura de fragmentos de rochas, relativamente grandes, e material sedimentar muito mais fino, o qual certos geocientistas chamam taluvium ou taluvião. Neste caso particular, os fragmentos rochosos mostram uma convergência para a base da vertente ao longo de sarjetas ou escoadouros que sulcaram profundamente as rochas (neste caso calcários), que formam a encosta da montanha. Os sedimentos e fragmentos rochosos são transportados, em grande parte, pela água, quer durante os períodos de chuva intensa, quer durante a fusão da neve, quando o escoamento da água ao longo das encostas é frequente. Nesta imagem ("Naipe" de Digne nos Alpes Franceses, http://www.lmgc.univ-montp2.fr/MIDI/gal_alfredo/main2.html), é importante notar a inclinação uniforme do talude construído pelos depósitos granulares, cuja inclinação é próxima do ângulo interno de fricção do material granular (quando este está húmido). As principais características morfológicas deste tipo de talude são: (i) A cicatriz (flecha superior), que é a área superior onde se iniciou a ruptura e é a fonte da quase totalidade dos sedimentos ; (ii) O tapete ou talude, que é uma longa e, relativamente, estreita carreira formada de restos de rochas em direcção da base da vertente (flecha média) e (iii) A zona de acumulação, que é localizada na base do talude e que está, mais ou menos conectada com um canal de drenagem secundário. Como se pode constatar também nesta fotografia: (a) Os deslizamentos e escoamento do material impedem o crescimento da vegetação ao longo do talude ; (b) Os blocos calcários, que são mais resistentes à erosão do que os argilitos ou conglomerados, estabilizam as rochas sobrejacentes constituindo um obstáculo ao deslizamento do material proveniente da parte superior da encosta, isto é da cicatriz e (c) O talude activo, que está localizado ao longo de um trilho ou trajecto, onde os blocos de calcário foram erodidos ou estão ausentes. O ângulo de repouso das partículas e fragmentos de rocha, que constituem o talude da encosta, corresponde ao ângulo de inclinação máximo que o talude pode ter. Em geral, ele é cerca de 30°, e como dito antes, este ângulo é, mais ou menos, constante ao longo do tapete do taluvium (ou taluvião). Igualmente, na ladeira Norte dos Alpes do Valais (vale do Ródano não longe da cidade de Sierre, na Suíça) as três zonas que compõem um leque aluvial ou cone de dejecção (leque aluvial, cone depósito de material detrítico, mal selecionado e pouco trabalhado, que se forma no sopé das montanhas onde os talvegues dos vales encontram uma área mais plana), isto é, a cicatriz, o talude e a zona de acumulação são facilmente reconhecidas. Uma enorme actividade de fluxo de detritos ocorre nos cones das zonas de acumulação. Assim, por exemplo no celebre talude de Loesch, nos Alpes Suíços, não longe do cone ilustrado nesta figura, os geocientistas (*), puderam avaliar a actividade dos fluxos de detritos a partir do estudo dos distúrbios dos anéis de crescimento (**) de árvores centenárias, os que fornecem um registro muito completo dos eventos geológicos passados e das fases de deposição na zona de acumulação. Na realidade eles estudaram cerca de 2200 amostras de anéis de crescimento de árvores, principalmente de Larix decidua Mill.,Picea abies (L.) Karst e Pinus cembra ssp. sibirica, o que permitiu a reconstrução de 123 eventos desde o século XVI (mais ou menos, desde 1566). O mapeamento geomórfico permitiu a identificação de 769 eventos relacionados com antigos de fluxo de detritos no cone intermediário. De entre os eventos geológicos inventariados (numa área de cerca de 32 hectares), podem citar-se 291 lóbulos, 465 diques marginais naturais e 13 preenchimentos de canais de fluxo de detritos. Na base dos registros de anéis de crescimento, mais ou menos, perturbados, quase 86% dos lóbulos identificados na superfície actual puderam ser datados. A maioria do material datado foi depositada durante século XX. Indícios de eventos anteriores ao século 20 são, muitas vezes, reconhecidos nos anéis de crescimento de árvores sobreviventes, mas o material que causou a anomalia de crescimento nas árvores foi completamente substituído ou erodido por actividade mais recente de fluxo de detritos.

(*) M. Stoffel, et al., 2008 - Unraveling the patterns of late Holocene debris-flow activity on a cone in the Swiss Alps: Chronology, environment and implications for the future, Global and Planetary Change 60 , pp. 222 – 234.

(**) Lembremos que o método científico de estabelecer a idade de uma árvore, baseado nos padrões dos anéis do seu troco, é a dendrocronologia, que foi inventada e desenvolvida por A. E. Douglass, fundador do laboratório Tree-Ring Research na Universidade do Arizona.

Talude Continental...........................................................................................................................................Continental Slope, Borderland

Talus continental / Talud continental / Kontinentalalagfall / 陆坡 / Континентальный склон / Pendenza continentale /

Parte de uma margem continental, em geral, divergente, localizada entre a plataforma e o sopé continental. O talude continental tem uma inclinação, relativamente forte, entre 3-6º e é, na maior parte das vezes, constituído por rochas sedimentares de água profunda, em geral rochas argilosas.

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Rebordo da Bacia »
&
« Talude »

Figura 638 (Talude Continental) - Neste bloco diagrama de uma margem continental divergente, ilustrado nesta figura, é fácil reconhecer as rupturas de inclinação da superfície de deposição, que delimitam os principais ambientes sedimentares. Do continente para o mar, reconhecer-se : (i) A linha da baía, que separa a planície costeira da planície aluvial, isto é, a linha que limita, a jusante, os depósitos fluviais dos parálicos (depósitos localizados próximo do litoral e que apresentam simultaneamente características marinhas e continentais) ; (ii) A linha da costa, que limita a planície costeira da plataforma continental (separa a sedimentação parálica da sedimentação da marinha de água pouco profunda) ; (iii) O rebordo bacia, que neste caso corresponde ao rebordo continental, uma vez que a bacia tem uma plataforma e que marca o limite externo da plataforma continental (quando, ao nível de um ciclo sequência, uma bacia não tem plataforma continental, o rebordo da bacia localiza-se a montante do rebordo continental e é, em geral, o último rebordo continental do ciclo sequência precedente) ; (iv) A ruptura da base do talude continental, que separa o talude continental do sopé continental e (v) A ruptura da base do sopé continental que corresponde, mais ou menos, ao limite montante da planície abissal. O conceito de linha de baía avançado por Posamentier e Vail, 1988 é ainda sujeito a controvérsia, uma vez que ele é baseado conjectura de que a deposição deltaica ocorre quando uma corrente encontra um corpo de água, quase imóvel, e a sua velocidade diminui quase instantaneamente, com a qual muito geocientistas não estão de acordo. Com efeito, Posamentier considera que: (i) A planície costeira forma-se por processos de progradação do fundo do mar, mais do que por exumação ; (ii) Os sedimentos que se acumulam na planície costeira durante a progradação da linha da costa fazem parte do prisma costeiro, o qual inclui depósitos fluviais e de água pouco profunda ; (iii) O prisma costeiro tem a forma de cunha e prolonga-se para o continente por biséis de agradação sobre a topografia pré-existente. Assim, pode dizer-se que a linha da baía é 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 e que ela é o limite entre a planície costeira e a planície aluvial. A montante da linha da baía, as variações do nível do mar relativo não têm nenhuma influência nos sistemas de deposição. Quando, dentro de um ciclo sequência, a linha da costa coincide com o rebordo continental, a bacia não tem plataforma. Estas condições geológicas ocorrem durante os episódios regressivos, em particular, em condições geológicas de nível baixo (quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia. Em condições de nível do mar alto, durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto (PNA), a bacia, também, não tem plataforma continental (neste caso particular o rebordo continental é também rebordo da bacia). Isto é, perfeitamente, visível no autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do offshore das Maldivas, ilustrado na parte superior direita desta figura, no qual os taludes continentais são preponderantes na parte Oeste do autotraço, onde eles são construídos, progressivamente, pelas clinoformas (progradações) sigmóides e oblíquas, que deslocam o rebordo da continental para o mar, o que acontece, quando, globalmente, a bacia não tem plataforma. O deslocamento do rebordo continental foi, várias vezes, interrompido por descidas significativas do nível do mar relativo, que criaram superfícies de erosão (discordâncias) que individualizam os vários pacotes sedimentares reconhecidos nesta tentativa de interpretação que, provavelmente, correspondem a subciclos de invasão continental e não a ciclos sequência. Um talude continental tem sempre uma altura superior a 200 metros, por isso, ele não se pode confundir com um talude deltaico, o qual, raramente, ultrapassa 60 metros de altura. Todavia, quando um edifício deltaico de desenvolve, ou seja, quando vários deltas se sobrepõem, mais ou menos, verticalmente, como no edifício deltaico do Niger, no edifício do Amazonas, cuja altura, global, pode atingir vários milhares de metros, o talude continental pode ser considerado como uma sobreposição de taludes deltaicos.

Talude Externo (ambiente de cintura carbonatada)..........................................................................................................................Fore slope

Talus externe (ceinture carbonatée) / Talud externo (ambiente de faja carbonática) / Außerhalb Pisten (Carbonat Gürtel) / 前坡（碳酸盐岩带） / Внешний склон / Pendenza esterna (carbonato di cintura) /

Fácies de uma plataforma carbonata a jusante dos recifes de bordadura, caracterizada por um fundo do mar relativamente inclinado (mais de 1,4°) e constituída, principalmente, por carbonatos puros com raras intercalações de lama terrígena.

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

Figura 639 (Talude Externo, ambiente de cintura carbonatada) - Nesta esquema tirado de Schlager (1991), estão resumidos os principais ambientes encontrados numa cintura carbonatada: (i) Bacia ; (ii) Plataforma de Mar Aberto ; (iii) Bordo da Plataforma Profunda ; (iv) Talude Externo ; (v) Recifes do Bordo da Plataforma ; (vi) Zona de Deflação das Areias carbonatadas ; (vii) Laguna de Plataforma com Circulação Aberta ; (viii) Plataforma de Circulação Restrita e Planície de Maré ; (ix) Evaporitos em Sabkhas Salinas. Este modelo não diz nada sobre a diferenciação dos ambientes da cintura carbonatada induzidos pela direcção do vento. Na realidade, os ambientes sedimentares desenvolvem assimetrias em resposta à direcção do vento dominante. Assim, a plataforma de barlavento e catavento têm morfologias e fácies (litologias) diferentes, as quais, por vezes, são bem marcadas nas linhas sísmicas de boa qualidade. No estudo das plataformas carbonatadas é necessário ter sempre em conta que: (i) Os carbonatos são, sobretudo, de origem orgânica ; (ii) Os carbonatos constroem estruturas resistentes à acção das vagas e (iii) Os carbonatos sofrem uma alteração diagenética importante. É por isso, Schlager (1991) diz: (a) Os sedimentos carbonatados não são feito, "nascem", quer isto dizer, que os carbonatos são o resultado de uma actividade orgânica num ambiente marinho, onde a luz solar e nutrientes dissolvidos são disponíveis ; (b) as plataformas constroem aureolas resistentes à acção erosiva das vagas e flancos resistentes aos deslizamentos ; (c) As aureolas das plataformas carbonatadas são construídas por uma estrutura orgânica com uma carstificação muito rápida e os flancos são estabilizados pela carstificação do fundo do mar ; (d) A mineralogia muda depois da deposição, uma vez, que os carbonatos de água pouco profunda são formados, principalmente, por aragonite, calcite rica em magnésio e proto-dolomite, que depois da deposição se estabilizam em calcite ou se transformam em dolomite. No talude externo, a granulometria (tamanho dos grãos) é muito variável. Ela varia desde partículas com tamanho da lama (argila) até partículas com o tamanho de cascalho. Os termos extremos são taludes, pouco inclinados, de lama com muitas estruturas de deslizamento e taludes arenosos, muito mais inclinados e com progradações oblíquas. A biota é, principalmente, composta por bentos (conjunto de organismos que vivem no ou sobre o fundo do mar) redepositados, com alguns bentos de água profunda e plâncton. Como ilustrado, a montante deste ambiente encontram-se os recifes de bordo ou de bordadura da plataforma, que sublinham a margem externa, não só nas plataformas carbonatadas orladas (ligadas ao continente), mas também nas plataformas isoladas (não conectadas com o continente), em particular da margem barlavento (margem da plataforma do lado donde sopra o vento). A jusante do talude externo localiza-se o bordo da plataforma profunda, que está debaixo da acção das ondas do mar (durante mar calmo), o qual pode, no entanto, ser atingindo pelas ondas de tempestade. O talude externo está dentro da zona fótica (zona com luz do sol suficiente para que a fotossíntese possa ocorrer, quer isto dizer, entre o nível do mar e uma profundidade em que a luz do sol é cerca de 1% da luz da superfície). Blocos de dimensões apreciáveis são frequentes neste tipo de ambiente assim como preenchimentos de grandes cavidades e montículos na base do talude. As microfácies mais frequentes são : (i) Microbrechas bioclásticas ; (ii) Conglomerados litoclásticos ; (iii) Grainstones (rochas sedimentares carbonatadas cujos grãos não são suportados por micrite, os espaços entre os grãos são preenchidos com cimento de estrutura laminar) e Packstones bioclásticos (rochas carbonatadas nas quais os grãos são suportados is e têm uma matriz de micrite, isto é, lama calcária) ; (iv) Floatstones (rocha carbonatada com grãos milimétricos numa fina matriz de lama calcária) e (v) Recifes de rudito. Estas microfácies (o termo fácies que foi definido no campo e que designa uma litologia e uma fauna associada, é por vezes, estendido à escala microscópica ou geoquímica) contrastam com as microfácies dos recifes de bordadura (constituídos, principalmente, por grãos de carbonato quase puro, de diferentes tamanhos) dos quais as principais são : (1) Calcário bioconstruído ; (2) Grainstone revestido, anelíditico, bioclástico ; (3) Lumachela (rocha sedimentar, carbonatada,, formada por conchas ou carapaças de organismos marinhos ; (4) Floatstone ; (5) Rudito (termo genérico utilizado para designar sedimentos granulares: calcirudito, rudito feldspático, rudito (psefito) ; (6) Bafflestone (isto é um carbonato autóctone cujos componente originais são ligados, organicamente, durante o depósito), etc.

Tampão Argiloso .................................................................................................................................................................................................................................Clay plug

Tampon argileux / Tapón arcilloso / Ton-Puffer, Ton-Stecker / 粘粒填塞体 / Глиняная пробка / Tampone di argilla /

Depósito argiloso depositado num canal de meando abandonado. Se o abandono do meandro é intermitente vários tampões argilosos podem depositar-se uns sobre os outros até que não haja mais espaço disponível para o escoamento da corrente (abandono definitivo).

Ver: « Zona de Meandros »
&
« Planície de Inundação »
&
« Barra de Meandro »

Figura 640 (Tampão Argiloso) - A linha sísmica deste autotraço foi obtida a partir de uma fonte de energia sonora, que produz um sinal entre 50 e 4000 Hz que penetra até várias centenas de metros de profundidade (linha sísmica "sparker"). Esta energia resulta do colapso das bolhas de água que são evaporadas, momentaneamente, entre os pólos de um arco eléctrico. A geometria dos reflectores e relações geométricas entre as diferentes superfícies sísmicas, determinadas pelas terminações dos reflectores, sugerem uma barra de meandro e vários tampões argilosos (flechas pequenas). Em termos geológicos, os biséis de truncatura e a configuração interna do preenchimento sugerem uma incisão fluvial que pode estar, ou não, associada com uma descida do nível do mar relativo. Neste caso particular, os estudos regionais mostraram que não há nenhuma relação directa entre a incisão fluvial e uma descida significativa do mar relativo, isto é, que a incisão fluvial não correlaciona com uma discordância. Ela foi, provavelmente produzida, unicamente, pela erosão de uma corrente de água afim que esta atinja um perfil de equilíbrio provisório, quer isto dizer, que a inclinação do leito, ao longo do seu curso, seja tal, que permita, unicamente, de evacuar a carga. Nestas condições, a erosão ocorre sobretudo a montante, uma vez que a corrente ainda transporta material que é depositado na planície aluvial, principalmente, nas barras de meandro. Neste exemplo, a barra de meandro é muito fácil de reconhecer pela geometria progradante dos reflectores. O talvegue do rio ou o caminho do rio dos geocientistas alemães (“talweg”), que é a linha, variável com o tempo, que se encontra no meio da junção mais profunda do rio (termo talvegue é também, muitas vezes, utilizado para designar um vale) está localizado próximo do banco côncavo (erosão local), foi fossilizado por um empilhamento de tampões argilosos. Cada tampão argiloso representa um período de tempo, mais ou menos longo, durante o qual a corrente foi desviada do leito principal, formando, localmente e temporariamente, num lago de meandro. Estes desvios intermitentes foram, provavelmente, associados com inundações mais do que com osculações (contactos entre duas curvas) dos meandros (quando a exageração da curvatura de um meandro faz desaparecer o pedúnculo e forma um canal de meandro abandonando). À força de se acentuarem, dois meandros vizinhos podem recortar-se de duas maneiras diferentes: (i) Por Transbordo, isto é, quando durante uma cheia, toda a planície é inundada e que a corrente toma um trajecto rectilíneo mais curto em vez de utilizar o meandro (este processo é, evidentemente, impossível nos meandros encaixados ou meandros de vale) e (ii) Por Oscilação ou Contacto, quando o exagero da curvatura faz desaparecer o pedúnculo (base do meandro), transformado o antigo meandro em um canal abandonado, no qual se forma, por vezes, um lago. Podem-se distinguir dois tipos principais de meandros: (i) Meandros de vale ou meandros encaixados, quando o vale do rio meandra como o rio, à mesma escala e (ii) Meandros de planície de aluvial, que certos autores franceses chamam, de maneira errada, meandros livres ou meandros divagantes, quando as sinuosidades do rio são independentes do traçado do vale e têm escalas muito diferentes, isto é, o rio é muito mais pequeno do que o vale. Os meandros de vale são tão, frequentes, como os de planície aluvial. Com exemplo dos primeiros pode citar-se os meandros do rio Colorado, particularmente no Grande Canhão (USA), e como exemplo dos meandros de planície aluvial, os meandros do rio Mississipi. Na evolução dos meandros não se pode esquecer o princípio de P. L. Maupertius, que ele chamou “Lei do repouso” e que diz que desde que sucede uma mudança qualquer na Natureza, a quantidade de acção, necessária para essa mudança, é a mais pequena que seja possível, o que quer dizer que a soma dos produtos da massa de um corpo multiplicada pelo espaço que ele percorreu e pela velocidade com a qual ele a percorreu, é sempre a mais pequena possível. No mapa sísmico em tempo, a geometria de um meandro é facilmente reconhecida. Da mesma maneira, na linha sísmica AB, horizontalizada ao topo do preenchimento argiloso do canal fluvial, é possível reconhecer a barra de meandro (intervalo colorido em amarelo) e, provavelmente, um tampão argiloso (intervalo colorido em castanho.

Taxa de Mudança Relativa (do nível do mar)......................................................................................................................Rate of RSL

Taux de changement relatif / Tasa de cambio relativo (del nivel del mar) / Relative Geschwindigkeit der Änderung (NN) / 相对变化率（海平面）/ Коэффициент изменения относительного уровня моря / Tasso relativo di variazione (livello del mare) /

Velocidade de mudança do nível do mar relativo, que pode ser descrita por uma curva, que reflecte a evolução temporal do espaço disponível potencial para os sedimentos. A taxa de mudança do nível do mar relativo é a soma algébrica das taxas de mudança da subsidência ou do levantamento e do nível do mar absoluto ou eustático (eustasia).

Ver: « Eustasia »
&
« Eustatismo »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 641 (Taxa de Mudança do Nível do Mar Relativo) - Antes de mais é necessário precisar que na estratigrafia dois níveis do mar têm que ser considerados: (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). Durante um determinado tempo geológico, a combinação da curva eustática (curva das variações do nível do mar absoluto) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é de encurtamento) dá a curva da taxa das mudanças do nível do mar relativo. Como ilustrado nesta figura, as variações eustáticas (nível do mar absoluto ou eustático são muito mais rápidas do que as variações tectónicas. Isto quer dizer, que a ciclicidade observada nas rochas sedimentares é, provavelmente, mais dependente da eustasia (nível do mar absoluto) do que da tectónica. Embora esta conjectura pareça ser verdadeira para a grande maioria das bacias sedimentares, em particular, nas margens continentais divergentes de tipo Atlântico, certos geocientistas pensam, que ela pode ser refutada nas bacias, tectonicamente, activas, como, por exemplo, nas bacias de antepaís. Assumindo que a taxa de subsidência no rebordo da bacia (que é o rebordo continental quando a bacia tem uma plataforma continental) é constante, o que quer dizer que a subsidência aumenta de maneira linear, a taxa de mudança do nível do mar absoluto ou eustático menos a taxa da subsidência dá, no rebordo da bacia, a taxa de mudança do nível do mar relativo. A montante do rebordo da bacia, uma subida do nível do mar relativo cria ou aumenta o espaço disponível para os sedimentos (acomodação), o que favorece a deposição. Ao contrário, uma descida significativa do nível do mar relativo pode pôr o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia o que favorece, fortemente, a erosão, uma vez que há exumação. Durante os ciclos eustáticos de 1a ordem, as variações do nível do mar relativo durante as transgressões marinhas (0,1 cm / 1 000 anos) são menos rápidas do que durante as regressões marinhas (2 cm / k anos). Isto pode explicar-se pelo facto de que a lenta intumescência das dorsais médias oceânicas, induzida pelo calor interno da Terra, produz uma fracturação da crusta oceânica e uma circulação hidrotermal até cerca de 5 km de profundidade, que faz desaparecer, rapidamente, o calor e o inchação das dorsais, induzindo uma rápida regressão marinha (Teoria do Geosuflê, C. Emiliani, 1992). Os ciclos eustáticos controlados pela glacioeustasia, como, provavelmente, os ciclos eustáticos de 3a ordem (duração entre 0,5 My e 3-5 My), que são os responsáveis da deposição dos ciclos sequência, parece terem uma dinâmica oposta, as ingressões marinhas que induzem a deposição do intervalo transgressivo (IT) são em aceleração, enquanto que elas são em desaceleração durante o prisma de nível alto (PNA). Atenção ao termo intervalo transgressivo (IT), que na estratigrafia sequencial, ao nível de um ciclo sequência, designa sobretudo o conjunto das ingressões marinhas cada vez mais importantes e regressões sedimentares cada vez mais pequenas. Na realidade, um paraciclo eustático, isto é, uma subida do nível do mar relativo é acompanhada de uma migração da linha da costa para o continente, enquanto que uma descida do nível do mar relativo desloca a linha da costa para o mar ao mesmo tempo que se deposita um paraciclo sequência, isto é, uma regressão sedimentar. É este conjunto de ingressões marinhas em aceleração e regressões sedimentares cada vez mais pequenas que, colectivamente, formam o que se chama transgressões.

Tefra..................................................................................................................................................................................................................................................................................................Tephra

Tefra / Tefra / Sediments Pyroklastisches / 火山喷发碎屑 / Тефра (продукты вулканических извержений) / Tefrite /

Termo geral, utilizado para exprimir os piroclásticos de um vulcão.

Ver: « Tefracronologia »
&
« Lava Subaérea »
&
« SDR »

Figura 642 (Tefra) - A tefra engloba todo o material, que cai da atmosfera, produzido por uma erupção vulcânica, independentemente, da composição e do tamanho. Tipicamente, a tefra tem uma composição félsica ou riolítica (SiO2> 69%), uma vez que a maior parte das explosões vulcânicas são produzidas por magmas félsicos viscosos muito ricos em sílica. Certos vulcanólogos chamam aos fragmentos vulcânicos transportados por via aérea piroclastos ou simplesmente clastos. Desde que os clastos caiem no terreno eles permanecem como tefra, a menos, que quando bastante quentes se associem uns aos outros para formar uma rocha piroclástica ou tufo. Na seguimento de uma erupção, a distribuição da tefra segue, evidentemente, a lei da atracção universal. Os blocos de maiores dimensões são os primeiros a caírem no solo e, assim, eles localizam-se perto das chaminés ou das fendas vulcânicas, enquanto que os fragmentos mais finos viajam para muito mais longe, como as cinzas que podem viajar durante milhares de quilómetros e mesmo dar a volta à Terra, como, provavelmente, aconteceu com as erupções associadas com o monte vulcânico de Darwin, ilustrado neste autotraço de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte. As cinzas podem ficar na estratosfera (intervalo da atmosfera entre 20 e 80 km de altitude no qual a temperatura aumenta de -60° C, na base, até 0° C no topo) durante várias semanas. Quando depois de uma grande erupção ou de pequenas erupções mas, mais ou menos, simultâneas, grandes quantidades de tefra se acumulam na atmosfera. Elas podem reflectir a luz do Sol para a atmosfera e produzir uma caída da temperatura significativa o que resulta numa mudança climática importante (o chamado inverno vulcânico). A tefra quando misturado com chuva forma as chamadas chuvas ácidas e caídas de neve. Os fragmentos da tefra podem classificar-se pelo tamanho. Assim pode distinguir-se: (i) Cinza, quando as partículas têm um diâmetro inferior a 2 mm ; (ii) Lapili ou brasas vulcânicas, quando as partículas têm diâmetro entre 2 e 64 mm e (iii) Bombas (blocos) vulcânicas, quando as partículas têm um diâmetro superior a 64 mm. Nos estudos arqueológicos e geológicos, a utilização das camadas de tefra, que possuem características químicas e temporais próprias, é conhecido como tefracronologia. No que diz respeito aos tufos vulcânicos, quanto à composição dos fragmentos, eles podem ser de três tipos: (i) Tufos vulcânicos cristalinos, que tem mais de 75% de cristais vulcânicos e fragmentos de cristais ejectados ; (ii) Tufos vulcânicos líticos, quando predominam fragmentos de rochas cristalinas geradas do resfriamento rápido dos materiais vulcânicos e (iii) Tufos vulcânicos vítreos, quando mais de 75% da sua composição é constituída por cinza vulcânica endurecida. A tefra pode produzir enormes tragédias, como a que aconteceu por exemplo ao sul de Nápoles onde se encontram as ruínas de Pompéia. Esta grande cidade romana, que tinha cerca de 1,5 km de comprimento por 900 metros de largura e que era habitada por cerca de 25000 pessoas, foi, completamente, destruída pela queda de cinzas quentes durante a erupção do Soma em 79 antes de Cristo. A erupção começou no dia 24 de outubro e toneladas de lapili e cinzas quentes que caíram sobre a cidade. A rolha da chaminé vulcânica explodiu, expelindo enormes quantidades de pedra-pomes e cinzas num intervalo de tempo muito curto; as plumas de poeira vulcânica atingir vários quilómetros de altura, as pedra-pomes caíram sobre Pompéia, enquanto que as cinzas transportadas pelo vento depositaram-se mais ao sul. Certos habitantes, em pânico, fugiram, mas preferiram refugiar-se nas caves onde foram sufocados por gases tóxicos. A quantidade de cinzas quentes nas ruas era tanta que a maior parte dos habitantes morreram quer asfixiados quer queimados. Um outro exemplo também muito conhecido é a erupção do vulcão Tambora (ilha de Sumbawa, na Indonésia): em 1815, o Tambora ejectou 150 km3 de tefra ardente, libertando de 1027 ergs. É a mais forte erupção histórica. Ela fez 92.000 vítimas. Cerca de 10.000 por efeitos diretos de fluxos piroclásticos, fluxos de lama quente e precipitação de cinzas, mas 82 000 morreram de fome depois do desastre. Todas as culturas e todas as pastagens foram destruídos. Perto do vulcão, os depósitos de produtos vulcânicos atingiu 20 m de espessura. A 140 km de distância, na ilha de Lombok, a espessura desses depósitos atingiu 50 cm. A escuridão causada pela precipitação das poeiras vulcânicas foi total durante 4 dias até 500 km do vulcão. As explosões foram ouvidas até 1500 km do vulcão. (http://www.chambon.ac-versailles.fr/science/geol/volc/tephra.htm).

Tefracronologia...........................................................................................................................................................................................................Tephracronology

Tefrachronologie / Tefracronología / Tephrachronologie / 火山碎屑年表 / Тефрохронология (хронология вулканических обломков) / Tefricronologia (cronologia degli piroclastici) /

Utilização da tefra, ou seja, dos depósitos piroclastos como horizontes tempo.

Ver: « Tefra »
&
« Lava Subaérea »
&
« SDR »

Figura 643 (Tefracronologia) - A tefracronologia é uma técnica geocronológica que utiliza camadas de piroclastos de uma única erupção para criar uma estrutura cronológica na qual registros paleoambientais ou arqueológicos podem ser situados. Cada evento vulcânico tem uma "impressão digital" química única que pode ser reconhecida nos depósitos associados. As principais vantagens desta técnica são que as camadas de cinza vulcânica são, relativamente, fáceis de identificadas dentro das séries sedimentares e que as camadas de piroclasto são depositadas de maneira, praticamente, instantânea (em termos geológicos) sobre uma grande área (em 1815, as espessura das cinzas da erupção do vulcão Tambora, Indonésia, que ejectou cerca 150 km3 de tefra ardente, atingiu 20 metros, perto do vulcão e cerca de 50 cm a 140 km de distância, na ilha de Lombok). Isto significa que elas criam marcadores de tempo que podem ser utilizados para verificar ou corroborar outras técnicas de datação, relacionando sequências muita separadas uma das outras numa cronologia unificada que relaciona as sequências climáticas e eventos vulcânicos. Todavia, não se pode esquecer que um dos problema em tefracronologia é que a química dos piroclastos pode alterar-se com o tempo, o que é, especialmente, verdadeiro para os piroclastos basálticos (ricos em silicatos de magnésio e ferro e com baixo conteúdo em sílica). Horizontes piroclásticos fornecem um teste de refutação às reconstruções paleoclimáticas feitas a partir da palinologia, varvas, depósitos de gelo e depósitos marinhos. O pioneiro no uso de camadas piroclásticas como horizontes marcadores para estabelecer cronologia foi S. Thorarinsson, que estudou as camadas de piroclastos da Islândia. Desde os anos 1990, técnicas desenvolvidas por Chris S. M. Turney e outros geocientistas para extrair horizontes piroclásticos invisíveis a olho nu (criptopiroclasto) tem revolucionado a aplicação da tefracronologia. Esta técnica baseia-se na diferença de densidade dos fragmentos dos micropiroclastos e dos sedimentos da matriz hospedeira. Foi esta técnica que permitiu a descoberta de cinza vulcânica de Vedde (fina camada de micropiroclastos que foi descrita nos sedimentos do lago de Sutherland, na Escócia e datada pelo radiocarbono como tendo uma idade de, mais ou menos. 10300 anos a.C.) não só sobre a região da Bretanha, mas também na Suécia, nos Países Baixos, no lago Soppensee localizado no cantão de Lucerna (Suíça) e em dois locais no Istmo da Carélia na Rússia Báltica. A tefracronologia, na realidade, é um exemplo de datação dos sedimentos por equivalência de idade. Lembremos que há quatro grandes famílias de métodos de datação das rochas (https://moodle2.units.it/pluginfile.php/88407/mod_resource/content/1/GQt%20D%20Datazioni.pdf): (I) Por Radiodatação, que são baseados no decaimento de alguns elementos químicos instáveis que são medidos ou que medem o efeito de decaimento na estrutura de cristal (em ambos os casos, a taxa de decomposição é bem conhecida e pode falar-se de datação absoluta) ; (II) Por Estratigrafia, que são baseados na acumulação de depósitos regulares de sedimentos anuais ou de material biológico, em níveis anuais ; (iii) Por Idade Relativa, quer por abordagem estratigráfica, quer por avaliação do grau de alteração (indicadores químicos ou biológicos, hidratação da obsidiana, diagénese de aminoácidos, etc.) ; (iv) Por Equivalência de Idade, que são baseados na presença simultânea dos mesmos horizontes em sequências estratigráficas diferentes e separadas, é mais ou menos semelhante à correlação estratigráfica através da fauna. Este tipo de método de datação para ser útil deve ser calibrado com um método independente (tefracronologia, paleomagnetismo, etc.). Lembremos que a tefra engloba todo o material, que cai da atmosfera, produzido por uma erupção vulcânica, independentemente, da composição e do tamanho. Tipicamente, a tefra tem uma composição félsica ou riolítica (SiO2> 69%), uma vez que a maior parte das explosões vulcânicas são produzidas por magmas félsicos viscosos muito ricos em sílica. Certos vulcanólogos chamam aos fragmentos vulcânicos transportados por via aérea piroclastos ou simplesmente clastos. Desde que os clastos caiem no terreno eles permanecem como tefra, a menos, que quando bastante quentes se associem uns aos outros para formar uma rocha piroclástica ou tufo. Na seguimento de uma erupção, a distribuição da tefra segue, evidentemente, a lei da atracção universal. Os blocos de maiores dimensões são os primeiros a caírem no solo e, assim, eles localizam-se perto das chaminés ou das fendas vulcânicas, enquanto que os fragmentos mais finos viajam para muito mais longe, como as cinzas que podem viajar durante milhares de quilómetros e mesmo dar a volta à Terra, como, provavelmente, aconteceu com as erupções associadas com o monte vulcânico de Darwin (Mar do Norte), ou do vulcão Tambora (Indonésia).

Tempo (estado da atmosfera)................................................................................................................................................................................................................Weather

Temps (état de l'atmosphère) / Tiempo (clima) / Zeit (Zustand der Atmosphäre) / 时间（大气状态）/ Время (состояние атмосферы) / Tempo (stato dell'atmosfera) /

Conjunto de fenómenos que ocorrem na atmosfera num dado momento. A grande maioria destes fenómenos ocorre na troposfera, imediatamente debaixo da estratosfera. O tempo refere-se, em geral, à temperatura e à precipitação diária numa certa região enquanto que o clima exprime condições atmosféricas médias sobre períodos mais ou menos longos. Não esqueça que as previsões do tempo, para além de três quatro dias, são conjecturas, poucos prováveis, avançadas por os meteorologistas, que não têm nada a vez com os climatologistas.

Ver: « Tempo Cosmológico »
&
« Clima »
&
« Climatologia Moderna »

Figura 644 (Tempo, estado da atmosfera) - É muito importante não confundir o tempo, isto é o estado da atmosfera num determinado momento com o clima, que é um conjunto de características que definem as condições exteriores que reinam à superfície da Terra. Os parâmetros cardinais do clima são, evidentemente: (i) A temperatura e (ii) A pluviosidade. Este dois parâmetros devem ser tomados em linha de conta não em média, mas na sua evolução temporal. O clima é, principalmente, determinado pela latitude. Quanto mais nos aproximamos dos pólos mais a radiação solar recebida pela Terra é atenuada pela atmosfera, e assim mais frio faz. A repartição dos continentes, a sua superfície (a distância ao mar onde se formam as nuvens) e o relevo (a temperatura diminui com a altitude) são factores essenciais do clima. Não podemos esquecer que a quantidade de energia solar recebida pela Terra varia e variou sempre com o tempo. O conceito de clima está muito na moda, uma vez que certos geocientistas suspeitam (talvez com razão) que a actividade humana exerce uma influência decisiva sobre o clima e, assim, muitas pessoas gostariam de saber aquilo que se deve fazer para prevenir uma possível catástrofe climática futura. Recentemente, o estudo do clima foi muito estimulado pelo estudo do clima do passado geológico, que é o objecto da paleoclimatologia, o qual mostra de maneira, dificilmente, refutável que os teores de CO2 flutuaram muito no passado geológico e que eles seguiram um aumento da temperatura e não o inverso. Provavelmente e, ao contrário das “certezas” do senhor Al Gore, é o aumento da temperatura e, principalmente, o aumento da temperatura dos oceanos que induz um aumento do teor de CO2 na atmosfera. Os oceanos contém cerca de 60 vezes mais carbono na forma de carbono inorgânico dissolvido do que na atmosfera pré-antropogénica (± 600 1015 g C). Em escalas de tempo <105 anos, os oceanos são os maiores reservatório de carbono inorgânico (± 38000 1015 g C) em trocas com dióxido de carbono (CO2) atmosférico e, como resultado, o oceano exerce um controle dominante sobre os níveis de CO2 atmosférico. A concentração média de carbono inorgânico no oceano é ± 2,3 mmol kg-1 e seu tempo de residência é ± 200 ka. O CO2 dissolvido no oceano ocorre principalmente em três formas inorgânicas: dióxido de carbono aquoso livre (CO2 (aq), bicarbonato (HCO3-) e ião carbonato (CO32-). Uma forma menor é o verdadeiro ácido carbônico (H2CO3) cuja concentração é menor que 0,3% de [CO2 (aq)]. A soma de CO2 (aq) e H2CO3 é designada por [CO2]. A maioria do carbono inorgânico dissolvido no oceano moderno está na forma de HCO3- (> 85%) (https://www.soest.hawaii.edu/ oceanography/faculty/zeebe_files/Publications/ZeebeWolfEnclp07.pdf). Como a solubilidade do CO2 diminui com a temperatura (http://www.engineeringtoolbox.com/gases-solubility-water-d_1148.html), se a temperatura dos oceanos aumenta a quantidade de CO2 na atmosfera aumenta. O clima tem uma influência muito importante na estratigrafia sequencial, em particular na criação e variação do espaço disponível para os sedimentos (acomodação) pela glacioeustasia . Durante o degelo das calotas glaciárias, em resposta à carga da água adicionada às bacias oceânica, o nível do mar é deprimido, e em resposta à carga removida (onde as calotes glaciárias derreteram), o continente será levantado. A redistribuição do material no interior da Terra é afectada pela sobrecarga e forcará, ainda mais, as variações da superfície do oceano (induzidas pelas anomalias da gravidade) e, assim, mais redistribuições da água serão necessárias para tentar igualizar o potencial gravítico. Este contínuo processo retroactivo gravítico entre as calotas glaciárias, oceanos e o continente é o processo que, por fim, determina a assinatura do nível relativo do mar relativo, que é observado em todo os lugares onde o continente e o oceano se encontram. Lembremos que na estratigrafia sequencial, 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).

Tempo Cosmológico..........................................................................................................................................................................................Cosmologic time

Temps cosmologique / Tiempo cosmológico / Kosmologische Zeit / 宇宙时间 / Космологические время / Tempo cosmologico/

empo entre o Big Bang (t = 0) e a formação da Terra (t = 4,7 Ga). O tempo cosmológico é dividido em tempo Planckiano, entre t = 0 e t = 5,39. 10-44 segundos, o qual corresponde à Era Planckiana, e tempo Gamoviano, que é limitado entre 16,5 Ga e 4,7 Ga.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Datação Radiométrica »
&
« Tempo Geológico »

Figura 645 (Tempo Cosmológico) - Assumindo um valor provável para a constante de Hubble (constante de proporcionalidade existente, actualmente, entre a distância e a velocidade de recessão aparente das galáxias no universo observável, que tem um raio cerca de 46 bilhões de anos-luz) de 18 km/s por 10^6 anos, obtém-se uma idade de 16,85 10^9 para o Big Bang. O número decimal é ilusório, uma vez que o erro é, mais ou menos, de alguns biliões de anos. A escala tempo referente à origem e evolução da Terra é, provavelmente, muito mais rigorosa do que a escala do tempo cosmológico ilustrada nesta figura. De qualquer maneira, o tempo entre t = 0 e t = 5,390 10^-44 segundos corresponde ao período ou era de Planck (o mais antigo período de tempo na história do Universo, entre zero e 10^-43 segundos, durante o qual as quatro forças fundamentais (gravitacional, nuclear forte, nuclear fraca, electromagnética) estavam unificadas e não existiam partículas elementares (partículas que não possui nenhuma subestrutura: fermiões, bosões, etc.). É o intervalo de tempo definido pelo comprimento de Planck, o qual é igual a (Gh/2πc3)½π dividido pela velocidade da luz, que é igual a (Gh/2πc5)½. O período Planckiano é o intervalo de tempo durante o qual o espaço, o tempo e a energia nasceram. É o momento da criação, se criação houve, sobre a qual nós não sabemos, praticamente, nada. Em contraste, o período Gamoviano corresponde a um longo intervalo de tempo, que vai desde o fim do Planckiano até a formação do sistema solar (mais ou menos até 4700 Ma). O Planckiano é seguido pelo Gamoviano que é o segundo éon do tempo cosmológico. O gamoviano que durou desde 5,390 10^-44 segundos depois do tempo zero até 4,6 Ga, quando o sistema solar se formou. É o éon mais longo do tempo cosmológico. Durante este tempo, o Universo estava em expansão. A taxa de extensão tem estado aumentando, constante ou diminuindo. Uma taxa aumentando ou constante implica um Universo aberto, ou seja um universo que se expandirá para sempre. Uma taxa de expansão em desaceleração implica assimptoticamente para um raio finito ( universo plano) ou ele pode ser zero ou mesmo inverter-se. Neste último caso o universo é fechado, produzindo um colapso cósmico. Pode dizer-se que durante período Gamoviano, a matéria formou-se a partir da radiação primordial à medida que ela arrefecia e se condensava. As estrelas formaram-se e associaram-se em galáxias. Mais de 100 gerações de estrelas maciças apareceram e desapareceram, continuamente, enriquecendo a matéria interestelar de elementos pesados. Sobre este assunto, não se pode esquecer que observações recentes revelaram que o Universo é em grande parte constituído pelo desconhecido. Setenta por cento (70%) da matéria está sob a forma de energia negra, vinte e seis por cento (26%) sob a forma matéria e apenas quatro por cento (4%) sob a forma de matéria ordinária, o que quer dizer, que menos de uma parte em vinte da matéria do Universo é observada experimentalmente e descrita pelo modelo standard da física das partículas. Embora nos últimos 10 anos o conhecimentos cosmológicos tenham aumentado muitíssimo (em parte devido a lei de Moore, que diz que todos os dezoito meses, a velocidade das chips dos processador é multiplicada por 2) ninguém sabe grande coisa sobre 96% do Universo. O Universo conhecido contém aproximadamente 100 bilhões de galáxias (*), reunidas em grandes grupos e separadas por vastos espaços vazios que podem estar cheios de matéria negra de natureza ainda desconhecida. Quando a temperatura do universo desceu até 3 000° K (2725° C), mais ou menos 800 000 anos depois do Big Bang, a energia era suficientemente baixa para que os átomos se tornassem estáveis. Até lá os electrões eram livres, dando ao Universo uma aparência de nevoeiro luminoso, mais ou menos como a descarga de gás dentro de uma luz néon. Quando os electrões foram capturados, o Universo tornou-se transparente às radiações. Todavia não havia nada par ver, uma vez que a densidade tinha já descido para 1,6 10^^17 g/cm3, as estrela ainda não se tinham f e a radiação tinha um comprimento de onda ceca de 3,2 µm, que é na região infravermelha (não visível).

(*) C. Emiliani, 1992- Planet Earth. Cosmology, Geology, and the Evolution of Life and Environment.,Cambridge University Press, ISBN 0-521-40123-2 (hc).- ISBN 0-521-40949-7 (pb)

Tempo Geológico.........................................................................................................................................................................................................Geological Time

Temps géologique / Tiempo geológico / Geologische Zeit / 地质时代 / Геологическое время / Tempi geologici /

Tempo que vai desde a formação da Terra (mais ou menos, desde 4,7 109 anos atrás) até ao Presente. O tempo entre a formação do Universo (mais ou menos, entre 16,5 109 anos atrás, para uma constante de Hubble de 18 km/s para 1 My) e a formação da Terra é, em geral, conhecido como tempo cosmológico. O tempo geológico é dividido em vários intervalos durante os quais determinados eventos geológicos ocorreram.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Datação Radiométrica »
&
« Tempo Relativo »

Figura 646 (Tempo Geológico) - O Universo nasceu, aproximadamente, 15 x 109 Ma de uma “Bola Primordial” de radiações, cuja densidade e temperatura eram, extremamente, elevadas e onde toda a matéria e forças (Gravidade, Grande Força Nuclear, Electromagnetismo e Pequena Força Nuclear) eram indiferenciadas. O Universo está em expansão. O hidrogénio (75%) e o hélio (25%) são os principais constituintes das estrelas. O Universo é uniformemente preenchido com radiações electromagnéticas fracas (energia equivalente q 3° K, zero Kelvin = -273° C). Desde a formação do Universo, o tempo foi dividido em Tempo Cosmológico e Tempo Geológico, uma vez que muitos autores dividem o pré-Câmbrico em Planckiano, Gamoviano e Criptozóico (Hadeano, Arcaico e Proterozóico). O Planckiano e o Gamoviano formam o tempo cosmológico: (i) A Era Planckiana, entre 16,5 109 e 16,5 109 anos atrás, quer isto dizer, entre 0 e 5,3 10-44 segundos depois do Big Bang, é caracterizada pelo aparecimento do tempo espaço, energia e super-força e (ii) Era Gamoviana, é limitada entre 16,5 109 e 4,5 109 anos atrás (formação do sistema solar). O tempo geológico (não confundir com tempo cosmológico) divide-se em quatro Eras: (i) Pré-Câmbrico (Criptozóico) ; (ii) Paleozóico ; (iii) Mesozóico e (iv) Cenozóico. Qualquer destes tempos (cosmológico e geológico) é muito difícil de aperceber. S. Gould (1990) sugeriu que não muito tempo atrás, o Homem começou a ter consciência da imensidade do tempo geológico que o precedeu, mesmo se, para o conceptualizar ele só dispõe de metáforas Gould (1990). Ele chamou a atenção para o facto que a reconstrução do passado da Terra seria ininteligível se os geocientistas não tivessem utilizado dois conceitos antagónicos embora necessários e complementares: - Tempo Sagital (ou linear), o que vem do Big Bang até hoje, - Tempo Cíclico, o da imanência dos dias, estações, supercontinentes, vida eternamente repetida, etc. Conceber o tempo de uma maneira abstrata e intelectual é simples. Todos sabem quantos zeros devem ser adicionados ao numero 10 para representar bilhões de anos, mas a noção do Tempo Geológico é tão estranha que nós só podemos apreendê-lo através de metáforas. Uma das metáforas muito conhecida é o calendário da Terra, que permite de ver a evolução temporal dos principais eventos geológicos ao longo da história da Terra. Nesta metáfora, que está ilustrada acima, admite-se que a idade da Terra é de 1 ano. Por conseguinte, ela teria-se-ia formada, por exemplo, às 0 horas do dia 1 de Janeiro, e hoje estamos na meia noite do dia 31 de Dezembro. Neste calendário, a crusta terrestre ter-se-ia formado dia 24 de Fevereiro. A vida apareceu no dia 21 de Março. As plantas evoluídas apareceram no dia 14 de Setembro. Os animais evoluídos apareceram no dia 11 de Novembro. A aparição dos dinossauros teria sido no dia 15 de Dezembro, e a sua extinção dia 24 de Dezembro. O homem apareceu no dia 31 de Dezembro às 23 horas e 48 minutos, o que quer dizer que a humanidade, é velha de 12 minuto. O mesmo tipo de metáfora pode ser feito para um calendário do Universo: Se o Big Bang tivesse ocorrido no dia 1o Janeiro de 2015, as Galáxias teriam sido formadas dia 3 de Janeiro, o Sol no dia 1 de Agosto, os Planetas dia 21 de Agosto, a aparição da Vida no dia 17 de Setembro e a aparição do Vertebrados no dia 15 de Dezembro. O Homem teria aparecido cerca da meia-noite do dia 31 de Dezembro. Na metáfora de McPhee, se uma simples limadura na unha do dedo médio faz desaparecer a Humanidade, o comprimento do dedo corresponde, praticamente ao Fanerozóico. Uma parte da mão e o braço correspondem ao Criptozóico (intervalo de tempo entre ± 540 Ma e 4 700 Ma), que é conjunto do Proterozóico, Arcaico e Hadeano), durante o qual os principais eventos geológicos estão espaçado no tempo como nos calendários do Universo e da Terra. A insignificância humana foi muito bem traduzida por Mark Twain na sua famosa metáfora da Torre Eiffel: “O Homem está cá desde há trinta e dois mil anos. Que tenham sido necessários centenas de milhões de anos para prepara o mundo para ele é a prova que o mundo foi feito para isso. Eu acho, não sei. Se agora tomarmos a Torre Eiffel para representar a idade do mundo, a película de pintura, que no cume, que cobre o pináculo representaria a idade da humanidade ; e é evidente para toda a gente que a torre não foi construída para que essa fina película de pintura ; se você quiser, eu não sei“. Na história da Terra, os eventos geológicos e biológicos são calibrados em tempo sagital (flecha) e ela é o resultado sinergético de eventos uni-direccionais, cíclicos, pontuais e caóticos, num mundo onde os processos não-lineares são frequentes e onde a ordem alterna com o caos (desordem). A identificação de tais eventos é uma das principais funções do geocientistas, que deve separar os eventos com uma significação global dos eventos locais e determinar as relações geométricas e cronológicas entre eles e as forças motrizes que os originam.

Tempo Relativo.........................................................................................................................................................................................................................Relative Time

Temps relatif / Tiempo relativo / Relative Zeit / 相对时间 / Относительное время / Tempo relativo /

Relação temporal determinada por datações relativas, colocando os eventos geológicos cronologicamente sem referência às suas idades determinadas em tempo absoluto.

Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Datação Radiométrica »
&
« Idade Relativa »

Figuras 647 (Tempo Relativo) - Existem quatro grandes famílias de métodos de datação das rochas (https://moodle2.units.it/pluginfile.php/88407/mod_resource/content/1/GQt%20D%20Datazioni.pdf): (I) Por Radiodatação, métodos baseados no decaimento de alguns elementos químicos instáveis que são medidos ou que medem o efeito de decaimento na estrutura de cristal (em ambos os casos, a taxa de decomposição é bem conhecida e pode, mesmo falar-se de datação absoluta) ; (II) Por Análise Estratigrafia, engloba os métodos baseados na acumulação de depósitos regulares de sedimentos ou de material biológico, em níveis anuais ; (iii) Por Idade Relativa, que podem ser por abordagem estratigráfica ou por avaliação do grau de alteração (indicadores químicos ou biológicos, hidratação da obsidiana, diagénese de aminoácidos, etc.) ; (iv) Por Equivalência de Idade, que são baseados na presença simultânea dos mesmos horizontes em sequências estratigráficas diferentes e separadas, é mais ou menos semelhante à correlação estratigráfica através da fauna. Este tipo de método de datação para ser útil deve ser calibrado com um método independente (tefracronologia, paleomagnetismo, etc.). Poucas discussões em geologia ocorrer sem que um geocientista faça referência ao tempo geológico. Todavia, o tempo geológico é, muitas vezes, referido sob duas formas: (i) Tempo relativo (cronostratigráfico), quer isto dizer, às subdivisões da geologia da Terra numa ordem específica, baseada nas idades relativas (posições estratigráficas verticais), que podem ser reconhecidas globalmente, sobretudo, na base de fósseis e (ii) Tempo absoluto (cronometria) que é dado em milhões de anos e determinado, em geral, por métodos de datação radiométrica. As datações radiométricas podem, também, ser utilizadas para calibrar e testar as datações relativas, o que permite o estabelecimento de uma escala tempo integrada ou geocronológica. Nesta fotografia, é óbvio que o preenchimento fluvial caótico, provavelmente, de um vale glaciário é posterior à formação do vale. Não confunda como o fazem muitos geocientistas encarregados das tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, um preenchimento de um vale com o vale. Um vale é uma depressão geográfica de tamanho e geometria variável, função da sua origem que, geralmente, está associado a uma superfície de erosão (muitas vezes induzida por uma descida significativa do nível do mar relativo (*), que é o resultado da combinação do nível do mar absoluto ou eustático e da tectónica ou seja da subsidência ou do levantamento do fundo do mar função do regime tectónico predominante) cercada por áreas mais altas, enquanto que um preenchimento de um vale é um intervalo sedimentar, de fácies variável, cuja idade é posterior à formação do vale. Por exemplo, dentro de um ciclo sequência, limitado entre duas descidas significativas do nível do mar relativo, cuja diferença de idade não ultrapassa 3-5 My, um vale cavado forma-se à quando da primeira descida do nível do mar relativo que induz a superfície de erosão que limita inferiormente o ciclo sequência (discordância inferior), enquanto que o preenchimento de um vale cavado, se faz durante o depósito da parte superior do prisma de nível baixo (PNB) do ciclo sequência pós-discordância. As relações geométricas e as terminações dos planos de estratificação são fáceis de interpretar, o que permite delinear as camadas erodidas e assim a incisão (fluvial ou glaciar). Todavia, isto não é sempre o caso, em particular quando a topografia é bem marcada. Numa carta geológica ou sísmica de uma área, plana, é evidente que as falhas mais recentes cortam e os traços das falhas mais antigas, assim como, os filões mais recentes cortam e deslocam os mais antigos. Ao contrário, quando as variações topográficas são importantes, numa carta geológica ou numa carta em isócronas, são os traços das falhas mais antigas que parecem, devido a influência da topografia, deslocar as falhas (**) mais recentes. A influência da topografia é, particularmente, importante na pesquisa petrolífera, onde, muitas vezes, a fase principal da migração dos hidrocarbonetos ocorre entre dois regimes tectónicos em extensão e as armadilhas, predominantes, são morfológicas por justaposição. Se o geocientista não entrar em linha de conta com a influência da topografia numa carta estrutural em isócronas da armadilha (topo da rocha-reservatório), ele pode cometer um erro na datação relativa das falhas e propor um poço de pesquisa numa armadilha posterior a idade da migração.

(*) O nível do mar relativo é referenciado a um pouco qualquer da superfície terrestre, enquanto que o nível do mar absoluto ou eustático é referenciado ao centro da Terra ou a um satélite.

(**) As falhas são descontinuidades litológicas mecânicas, assim como os filões são descontinuidades litológica intrusivas e os limites de sequência descontinuidades discordantes. (https://estpal13.wordpress.com/2013/06/04/descontinuidades-sedimentares-e-estratigraficas/)

Teoria Astronómica dos Paleoclimas............................................Astronomic Theory of Paleoclimates

Théorie astronomique des paléoclimats / Teoría astronómica de los paleoclimas / Astronomische Theorie der Paläoklimate / 古气候天文学理论 / Астрономическая теория палеоклиматов / Teoria astronomica di paleoclimates /

Teoria que sugere que as mudanças climáticas são governadas pelas variações da insolação.

Ver: « Climatologia Moderna »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Glacioeustasia »

Figura 648 (Teoria Astronómica dos Paleoclimas) - A teoria astronómica dos paleoclimas explica as variações climáticas que ocorram, periodicamente, entre dezenas e centenas de milhares de anos. Tais variações são registadas nos sedimentos marinhos profundos, calotes glaciares e rochas continentais. A origem destes ciclos climáticos reside nas variações da energia solar que a Terra recebe. Certas desta mudanças são amplificadas por mecanismos retroactivos, que caracterizam o comportamento natural do sistema climático, como, por exemplo, o albedo (razão entre a quantidade de energia electromagnética reflectida por uma superfície e a quantidade de energia reflectida, que no caso particular da energia solar recebida pela Terra é a razão entre a energia solar reflectida e recebida pela superfície terrestre), vapor de água (*) e relações vegetação-temperatura. A grande maioria dos modelos climáticos utiliza, para explicar a cadeia de processos, que determinam às variações climáticas à escala geológica (dezenas / centenas de milhares de anos), três parâmetros principais, os quais estão ilustrados nesta figura : (i) Variações da Excentricidade da Órbita Terrestre, como a Terra passa a todos os seis meses, alternadamente, no periélio (ponto mais próximo do Sol) e no afélio (ponto que longe do Sol) é diferença entre estas duas distâncias que determina excentricidade ; (ii) Variações da Obliquidade do Eixo de Rotação da Terra (variações do ângulo entre o eixo de rotação e o plano da órbita, o qual permanece confinado entre 21,8° e 24,4°, isto é, o eixo de rotação oscila em torno de um cone com um ciclo completo que dura 25 765 anos) e (iii) Precessão do Eixo de Rotação (mudança do eixo de rotação ou efeito giroscópico) e Rotação da Órbita Terrestre (devido à inclinação do eixo e da translação da Terra à volta do Sol, nos polos, há alternância entre o período de sol e de escuridão. Foi Milankovitch que primeiro mostrou que as variações da insolação são, principalmente, controladas por estes três factores. A excentricidade da elipse da órbita da Terra tem dois ciclos: (a) Um de 413 ky e (b) Outro de 100 ky. A obliquidade do eixo de rotação da Terra tem um ciclo de 41 ky e a precessão do eixo de rotação tem períodos de 23 ky e 19 ky, que correspondem à frequência das alternâncias decimétricas observadas nos afloramentos das rochas sedimentares. Embora a teoria astronómica do clima (também conhecida como teoria de Milankovitch) explique um certo número de pontos importantes do paleoclima (especialmente a frequência e a distribuição) como o espessamento (avanço) e adelgaçamento (recuo) dos glaciares, ela enfrenta um certo número de problemas que restam por resolver, como a grande amplitude de 100 ky dos ciclos glaciares, a mudança de 41 ky para 100 ky das grandes glaciações cerca de um milhão de anos atrás. Das teorias astronómicas propostas para explicar a origem das épocas glaciárias, anteriores a teoria de Milankovitch, deve citar-se a teoria do cientista britânico James Croll (1821 - 1890), que desenvolveu a primeira teoria das mudanças climáticas com base nas alterações na órbita da Terra (https://it.wikipedia.org/wiki/Teoria_astronomica_delle_glaciazioni). De acordo com a Croll, a origem das variações climáticas seculares deve ser procurada nas variações seculares na órbita da Terra, combinadas com o fenómeno da precessão dos equinócios e o deslocamento do periélio, contudo e à diferença de Milankovitch, mais tarde, ele não atribuiu nenhuma importância às alterações na inclinação da elíptica. (i) Da excentricidade da órbita depende a diferente duração das estações do ano, enquanto da precessão depende a posição do equinócio da primavera, e por isso, o inverno em um determinado hemisfério acontecerá com a Terra no periélio ou afélio ; (ii) Qualquer que seja a excentricidade e a posição do equinócio, a quantidade total de radiação solar que recebe um hemisfério é igual à quantidade recebida hemisfério oposto ; (iii) Intuitivamente, compreende-se, que se durante uma meia revolução a Terra é mais próximo do Sol e maior será a intensidade da radiação recebida ; (iv) Durante a outra metade de uma revolução, a intensidade da radiação é menor, mas a duração de insolação é mais longa ; (v) Como a duração dos dois inverno não é a mesmo, não será igual à intensidade média diária da radiação recebida pelos dois hemisférios durante os respectivos inverno ; (vi) Um hemisfério terá um longo e frio inverno, o outro um curto e relativamente quente inverno ; (vii) A precessão, combinada com o deslocamento do periélio, muda de papel nos dois hemisférios cada 10,5 mil anos aproximadamente e cada hemisfério deve, por conseguinte, ter uma glaciação intercalada com períodos interglaciários, num período completo de 21.000 anos e as glaciações dos dois hemisférios deve ser alternadas (neste sentido, a teoria Croll não difere muito da de Joseph Alphonse Adhémar (Paris, fevereiro de 1797 - Paris, 1862).

(*) Embora a comunicação social, mas também muitos dos geocientistas que trabalham e recebem financiamento do IPCC (denominação em inglês de “Intergovernmental Panel on Climate Change") esteja sempre a dizer, e um aumento de CO2 na atmosfera gera uma elevação da temperatura terrestre, a ciência não pode corroborar isso uma vez que a atmosfera contém muito pouco CO2 (cerca de 0,037%), que absorve menos energia do que vapor de água e muito menos do que as gotículas de água das nuvens. A minha mãe, que não era uma geocientista, mas era transmontana dizia: “o céu esta estrelado vai fazer frio leva mais um cobertor para a cama”.

Teoria do Controlo Glaciar (atóis)...........................................................................................................Glaciar Control Theory

Théorie du contrôle glaciaire (atoll) / Teoría de control glaciar (atóis) / Glacial Regelungstechnik (Atoll) / 冰川控制理论（环礁）/ Теория ледникового контроля / Teoria del controllo Glacial /

Teoria proposta por Daly, que sugere que são as glaciações os principais responsáveis dos recifes em franja. Segundo esta teoria, a série de eventos que conduz a formação de recifes em franja sobre uma superfície, mais ou menos, plana, começa com os pequenos recifes em franja, que se formaram durante as épocas glaciares. As águas frias impedem o crescimento dos recifes e a descida do nível do mar relativo induzida pela formação dos glaciares emerge uma parte dos recifes, que é erodida pela acção das ondas. Depois do fim da era glaciar, o nível do mar relativo subiu, devido a fusão do gelo, e os recifes começaram a crescer, outra vez, sobre uma superfície mais ou menos plana.

Ver: « Bioerma »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Glacioeustasia »

Figura 649 (Teoria do Controlo Glaciar, atóis) - Função da forma, tamanho e distância da terra firme (continente ou ilhas), muitos geocientistas consideram que os recifes podem ser classificados em: (i) Recifes franjantes ou em franja ; (ii) Recifes Barreira ; (iii) Atóis. Os recifes franjantes ocorrem próximo dos continentes ou das ilhas. Os recifes barreira têm uma geometria linear ou semicircular e são separados do continente por canais, enquanto que os atóis tem a forma de anel, no centro do qual se forma uma lagoa de água salgada. Para explicar a formação dos recifes franjantes, como o ilustrado nesta figura, existem várias teorias. Todavia, as que resistem melhor aos testes de refutação são as de Darwin (Teoria da Subsidência) e de R. Daly (Teoria do Controlo Glaciar). Segundo a teoria da subsidência de Darwin, os recifes franjantes formam-se na bordadura das ilhas vulcânicas, mas quando estas se afundam, formam-se recifes barreiras. A subsidência pode ser provocada pela expansão oceânica (alastramento oceânico) ou pelo próprio peso da ilha vulcânica. A subsidência pode provocar uma submersão total da ilha (subida do nível do mar relativo (*)), o que deixa um recife circular (atol) à volta de uma laguna de água do mar. Esta teoria não foi refutada pelo poço de investigação realizado da ilha de Eniwetok (atol das ilhas Marshall no Pacífico), o qual reconheceu e perfurou a parte superior de um antigo vulcão, a cerca de 1.200 m de profundidade. A teoria de Daly sugere que são os ciclos do nível do mar absoluto, e não a subsidência das ilhas, que são a chaves da compreensão da formação dos corais. Para Daly a formação dos recifes é, mais ou menos, ligada aos períodos quentes e, que durante as glaciações, os recifes morrem e são, em grande parte erodidos pela descida do nível do mar absoluto induzida pela formação das calotas glaciárias. De facto, o nível do mar desce durante as eras glaciárias, uma vez que uma grande quantidade de água é transformada em gelo nas calotas glaciárias e glaciares. Todavia, desde que o gelo começa a derreter, o nível do mar absoluto ou eustático sobe. A exposição dos recifes ao aumento da energia das ondas do mar, durante as descidas do nível do mar, erode as ilhas, mas depois, quando o nível do mar sobe, o coral renasce nas plataformas insulares submersas. Pode, mesmo, dizer-se que glacioeustasia é a base da teoria de Daly. Outras teorias sugerem que a formação dos recifes e atóis é, inteiramente, associada às subidas do nível do mar relativo, isto é, independentemente da glacioeustasia. Os perfurações experimentais feitas no atol Funafuti fornecem evidências em apoio à hipótese de Daly. Na era do gelo, todas as plataformas foram reduzidas ao nível do mar pela erosão marinha. As profundidades destas plataformas e a de lagoas com recifes barreira e atóis de coral eram quase iguais. Estudo mostrou que as profundidades das plataformas e das lagoas são iguais em todos os lugares. O maior mérito dessa hipótese é que ela não precisa de subsidência da crusta, como é o caso da hipótese de Darwin. Finalmente, as ondas e as correntes do mar podiam facilmente cortar as ilhas e as converter em plataformas baixas. Todavia esta teoria não explica a existência de plataformas que são tão longas e largas que a sua formação que não podem ser consideradas, unicamente, como o resultado da erosão marinha. Uma dessas plataformas é a Plataforma de Nazareth (banco calcário que os navegadores portugueses denominaram “Saia de Malha”, que é o maior banco submerso do mundo e que parte do vasto planalto submarino de Mascarenhas) que tem 350 km de comprimento e 100 km de largura. Ela é a cerca de 600 m de altura em todos os lugares. Igualmente, Daly não pode explicar a existência de colônias de coral em profundidades superiores de 100 metros e teve que admitir a subsidência local para poder explicar colônias do coral em algumas áreas mais profundas. Daly também calculou que a descida do nível do mar absoluto durante a era do gelo foi de cerca de 80 metros. Todas as teorias descrevem a formação da maior parte dos recifes e são, mais ou menos correctas, sob certos aspectos. Contudo, nenhuma delas é, totalmente, satisfatória, uma vez que nenhuma explica de maneira coerente a formação de todos os recifes. Parece que Daly, (https://en.wikipedia.org/wiki/Reginald_Aldworth_Daly) foi um dos primeiros proponentes da teoria da deriva continental de Alfred Wegener e Arthur Holmes. Daly resumiu suas ideias no livro “Nossa Terra Móvel” publica em 1926, em cuja cobertura ele colocou uma pequena imagem de Galileu: “E pur si move” A teoria de Daly sobre o deslocamento continental era baseada, em parte, na ideia de que, depois que Lua separou da da Terra (teoria que estava na moda no início do século XX), mas antecipou certos aspectos do movimento teorias da tectónica de placas, incluindo a conjectura de um “escudo mesosférico" e um substracto basáltico escorregadio.

(*) O nível do mar relativo 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, enquanto que o nível do mar absoluto ou eustático 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).

Teoria de Daly(recifes)..........................................................................................................................................................................................................Daly Theory

Théorie de Daly (récif) / Teoría de Daly (arrecifes) / Theorie Daly (Riff) / 达利理论（礁）/ Теория Дэли (риф) / Teoria di Daly (corallo) /

A teoria que sugere que a formação dos recifes é, mais ou menos, ligada, aos períodos quentes interglaciários e, que durante as glaciações, os recifes morre e são, em grande parte erodidos, pela descida relativa do nível do mar induzida pela formação das calotas glaciárias. A glacioeustasia é a base da teoria de Daly. Outras teorias sugerem que a formação dos recifes e atóis é, inteiramente, associada às subidas relativas do nível do mar (combinação da eustasia e tectónica, isto é, de uma subsidência ou de um levantamento), independentemente da glacioeustasia.

Ver: « Teoria do Controlo Glaciar »

Teoria de Darwin(subsidência, recifes)..........................................................................................................................................Darwin Theory

Teoria de Darwin (recifes) / Teoría de Darwin (arrecifes) / Darwins Theorie (Koralle) / 达尔文理论（珊瑚）/ Теория Дарвина (рифы) / Teoria di Darwin (corallo) /

Segundo a teoria, os recifes em franja formam-se na bordadura das ilhas vulcânicas e quando estas se afundam, formam-se recifes barreias. A subsidência pode ser provocada pela expansão oceânica ou pelo próprio peso da ilha vulcânica. A subsidência pode provocar uma submersão total da ilha, o que deixa um recife circular (atol) à volta de uma laguna. Esta teoria não foi refutada pelo poço de investigação realizado da ilha de Eniwetok (atol das ilhas Marshall no Pacífico), o qual perfurou a parte superior de um antigo vulcão, a cerca de 1200 metros de profundidade.

Ver: « Teoria do Controlo Glaciar »

Teoria do Equilíbrio (meandros)...................................................................................................................................................................Equilibrium

Théorie de l'équilibre (méandres) / Teoría de equilibrio (meandros) / Gleichgewichtstheorie (Mäander) / 均衡理论（河曲） / Теория равновесия (меандры) / Teoria del equilibrio (meandri) /

Esta teoria diz que a formação de meandros diminui o gradiente de escoamento da corrente (inclinação) até que o equilíbrio entre a erosão do terreno e a capacidade de transporte da corrente seja alcançado. A massa de água descendente abandona energia potencial (energia associada com a força da gravidade), que é removida pela da interacção do escoamento com o material do leito da corrente, dado que a velocidade da corrente é a mesma no início e no fim do percurso.

Ver: « Zona de Meandros »
&
« Canal Abandonado »
&
« Barra de Meandro »

Figura 650 (Teoria do Equilíbrio, meandros) - Um meandro é uma curva acentuada de um rio que ocorre na sua planície aluvial e que muda de forma e posição com as variações de maior ou menor energia e da carga fluvial durante as estações do ano. Os meandros são frequentes nas planícies aluviais, mas ocorrem de forma mais restrita, em outras condições como sobre terrenos sedimentares horizontalizados (meandros de vale). O canal de um rio muda, constantemente, de posição ao longo da planície aluvial, através de um processo, mais ou menos, contínuo de erosão e deposição nas suas margens, razão pela qual o meandro é chamado, muitas vezes, meandro divagante. A margem externa de um meandro (margem centrífuga da corrente), apresenta barrancas que são, progressivamente, erodidas. Na margem interna ocorre deposição, principalmente, de areia. Este processo acentua a curvatura do meandro que acaba por formar uma volta inteira criando uma truncatura num ponto por onde a corrente fluvial passa a escoar-se, deixando o antigo meandro abandonado e fechado com um lago em forma de U, que muitos geocientistas chamam lago de meandro ou lago de meandro abandonado. Três teorias foram avançadas para explicar a formação dos meandros (https://es.wikipedia.org/wiki/Meandro#Teor.C3.ADa_del_equilibrio) : (i) Teoria Estocástica ; (ii) Teoria Geomorfológica ou morfotectónica e (iii) Teoria de Equilíbrio. Na teoria estocástica, como o seu nome sugere, um meandro é interpretado como o resultado de flutuações ocasionais, (dependendo do acaso e sobre as quais só é possível falar de probabilidades) na direcção e sentido do escoamento, devido à presença de obstáculos no leito do rio. A teoria geomorfológica or morfotectónica considera que são as estruturas do terreno (dobras, falhas, etc.) são as responsáveis principais da formação dos meandros. Na teoria de equilíbrio, os meandros diminuem até que o gradiente da corrente alcance um equilíbrio entre a erosão do terreno e capacidade de transporte da corrente (tanto de água como de depósitos). Uma massa de água descendente deve renunciar à energia potencial (*) , que ela havia, dado que ela tem a mesma velocidade na extremidade do que no início, ela elimina-se por interacção com o material do leito. Quanto menor for a distância ente dois pontos, ou seja, um canal rectilíneo, dá os resultados mais elevados de energia por unidade de comprimento, o que altera mais os canais, criando mais sedimentos e maior será a agradação sedimentar induzida pela corrente (assoreamento). A presença de meandros ao longo do curso de uma corrente de água permite ajustar o comprimento para alcançar um equilíbrio de energia por unidade de comprimento de maneira que a corrente transporte todo o sedimento que produz. Esta teoria explica de maneira satisfatória porque é que há mais meandros no sector montante da trajectória de certos cursos de água, como ilustrado no exemplo (América do Sul) mostrado nesta figura (sector a montante é na parte superior da fotografia), onde o gradiente da corrente está longe do equilíbrio entre erosão e a capacidade de transporte da corrente. Na teoria estocástica, os meandros são supostos ser o resultado de flutuações estocásticas na direcção do escoamento, devido à presença de mudanças aleatórias na direção dos obstáculos no curso do rio. Todavia, numa área de fraco declive, o fluxo dos rios podem criar remoinhos e meandros que nem sempre são devidos ao acaso, uma vez que os meandros para a esquerda são predominante no hemisfério Norte e que no hemisfério Sul são os meandros para a direita que predominam. Obviamente, isto é devido a rotação da Terra sentido horário no hemisfério sul porque a rotação adequada da Terra. Na superfície a erosão actua de diferentes maneiras dependendo da inclinação e da constituição do terreno. O resultado de todos os factores físicos que actuam, aleatoriamente, cria, pouco a pouco, trajectórias rectilíneas, e que em seguida se tornam, progressivamente, sinuosas. Na teoria geomorfológica ou morfotectónica, é a estrutura da superfície do terreno e a tectónica que orientam os fluxos dos rios de formas não-aleatória. São os obstáculos previsíveis que instigam a formação de meandros para desviar o escoamento. Por exemplo, um banco de areia (geomorfológica) poderia desviar a corrente, causando ou desviando o padrão de meandros, ou a corrente pode ser guiado pela existência de uma falha (morfotectónica).

(*) A energia potencial (simbolizada por U ou Ep) é a forma de energia que está associada a um sistema onde ocorre interação entre diferentes corpos e relacionada com a posição que um determinado corpo ocupa é o nome dado a forma de energia quando está armazenada, isto é, que pode a qualquer momento manifestar-se[, como, por exemplo sob a forma de movimento A energia potencial é derivada de forças conservativas, o que quer dizer que a trajectória do corpo não interfere no trabalho realizado pela força, o que importa são a posição final e a inicial, significando que, o percurso não interfere no valor final da variação da energia potencial.

Teoria Estocástica (meandros).......................................................................................................................................................Stochastic Theory

Théorie stochastique / Teoría estocástica (meandros) / Stochastische Theorie / 随机理论 / Стохастический теория / La teoria stocastica /

A evolução de um meandro parece ser o resultado das flutuações estocásticas (que estão submetidas às leis do acaso ou do azar) da direcção do escoamento devido a presença de obstáculos que mudam a direcção da trajectória da corrente.

Ver: « Zona de Meandros »
&
« Canal Abandonado »
&
« Barra de Meandro »

Figura 651 (Teoria Estocástica, meandros) - Um meandro é uma curva acentuada de um rio que corre em sua planície aluvial e que muda de forma e posição com as variações de maior ou menor energia e carga fluvial durante as estações do ano. Os meandros são frequentes nas planícies aluviais, mas ocorrem de forma mais restrita, em outras condições como sobre terrenos sedimentares horizontalizados (meandros de vale). O canal do rio muda, constantemente, de posição ao longo da planície aluvial, através de um processo, mais ou menos, contínuo de erosão e deposição nas suas margens, razão pela qual o meandro é chamado, muitas vezes, meandro divagante. A margem externa de um meandro (margem centrífuga da corrente), apresenta barrancas que são, progressivamente, erodidas. Na margem interna ocorre deposição, principalmente, de areia. Este processo acentua a curvatura do meandro que acaba por formar uma volta inteira criando uma truncatura num ponto por onde a corrente fluvial passa a escoar-se deixando o antigo meandro abandonado e fechado com um lago em forma de U. Três teorias foram avançadas para explicar a formação dos meandros : (i) Teoria Estocástica ; (ii) Teoria de Equilíbrio e (iii) Teoria Geomorfológica ou Morfotectónica. Segundo a teoria estocástica, como o seu nome sugere, um meandro é interpretado como o resultado de flutuações ocasionais, na direcção e sentido do escoamento, devido à presença de obstáculos no leito do rio. Esta teoria baseia-se no facto que dada uma superfície artificial, plana e inclinada, as chuvas escorrem em lâminas, mas mesmo neste caso, a adesão da água à superfície e a coesão das gotas produzem filetes de forma aleatória. As superfícies naturais são ásperas e erodidas. O resultado de todos os factores físicos, que actuam de forma aleatória são canais não rectilíneos, que progressivamente, se tornam sinuosos. Na teoria de equilíbrio, os meandros diminuem até que o gradiente da corrente alcance um equilíbrio entre a erosão do terreno e capacidade de transporte da corrente (tanto de água e como de depósitos). Uma massa de água descendente deve renunciar à energia potencial, que ela havia, dado que ela tem a mesma velocidade na extremidade do que no início. Ela elimina-se por interacção com o material do leito. A menor distância, ou seja, um canal em linha recta, dá os resultados mais elevados de energia por unidade de comprimento, o que altera mais os canais, criando mais sedimentos e a agradação da corrente (assoreamento). A presença de meandros ao longo do curso permite ajustar o comprimento para alcançar um equilíbrio de energia por unidade de comprimento em que a corrente leva todo o sedimento que produz. Finalmente, na teoria morfotectónica, são as estruturas tectónicas do terreno, sobretudo as dobras e as falhas, os principais responsáveis da formação dos meandros. A percentagem de meandros ou índice sinuosidade de um curso de água é uma forma de quantificar a quantidade de meandros de um rio ou de qualquer outro curso de água (https://en.wikipedia.org/wiki/Meander). Este índice é calculado dividindo o comprimento do curso de água pelo comprimento do vale. Um rio, perfeitamente, rectilíneo tem um índice de sinuosidade de 1, o que quer dizer que o comprimento do rio é igual ao comprimento que o seu vale. Quando maior for o índice (>1) mais sinuosidade ou meandros tem o rio. O índice de sinuosidade calcula-se a partir de um mapa ou de uma fotografia aérea, medindo a distância entre dois pontos vale abaixo (alcance), que deve ser, pelo menos, 20 vezes a largura média do canal. O comprimento da corrente é dado pelo talvegue, o comprimento mais o alcance (comprimento do vale abaixo), enquanto que o valor mais baixo da razão é o comprimento vale abaixo (distância aérea entre os dois pontos que determinam o alcance). O índice de sinuosidade desempenha um papel na descrições matemáticas dos cursos de água. O índice de sinuosidade pode ser preciso, uma vez que o o vale (não o rio) não tem sempre meandros; por exemplo, o comprimento do vale abaixo não é idêntico ao alcance. Neste caso, o índice do vale é a razão meandro do vale, enquanto o índice do canal é a razão de canal de meandro. O índice sinuosidade do canal é o comprimento do canal dividido pelo comprimento do vale e o índice sinuosidade padrão é o índice de canal dividido pelo índice vale. Distinções podem se tornar ainda mais subtis. O índice sinuosidade também tem uma utilidade não matemática. Os cursos de água podem ser classificados em categorias de acordo com esses índices; por exemplo, quando o índice é entre 1 e 1,5 rio é sinuoso, mas se o índice for 1,5 e 4 o rio tem meandros . O índice é uma medida da velocidade também água e da carga dos sedimentos, a qual serão máximo, quando o índice for de 1 (curso de água rectilíneo).

Teoria de Milankovitch...........................................................................................................................................................Milankovitch Theory

Théorie de Milankovitch / Teoría de Milankovitch / Milankovitch Theorie / 米兰科维奇理论 / Теория Миланковича / Teoria di Milankovitch /

Teoria astronómica das glaciações na qual as mudanças climáticas são o resultado das flutuações da insolação, induzidas pelas variações da órbita terrestre, excentricidade, ângulo de rotação e longitude do periélio. A maior parte dos geocientistas admite que as variações climáticas produzem mudanças importantes do volume do gelo sobre os continentes, as quais produzem variações do nível do mar relativo. Os ciclos orbitais de Milankovitch têm períodos de 19, 23, 41 e 100 mil anos.

Ver: « Ciclo Astronómico »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Precessão dos Equinócios »

Figura 652 (Teoria de Milankovitch) - A teoria de Milankovitch ou teoria astronómica das mudanças climáticas explica as mudanças das estações como o resultado das mudanças da órbita da Terra à volta do Sol. A teoria recebeu o nome do astrónomo sérvio Milutin Milankovitch, que calculou as pequenas mudanças da órbita da Terra a partir de minuciosas medidas da posição das estrelas e equações matemáticas utilizando a atracção gravitária de outros planetas e estrelas. Ele determinou que a Terra se balanceia na órbita da mesma maneira que um pião. Milankovitch também constatou que é a obliquidade do eixo de rotação (em cima à direita, nesta figura) que causa as estações e que qualquer mudança da sua posição muda a intensidade das estações. As variações da obliquidade do eixo de rotação da Terra correspondem às variações do ângulo entre o eixo de rotação e o plano da órbita, o qual permanece confinado entre 21,8° e 24,4° (o eixo de rotação oscila em torno de um cone com um ciclo completo que dura 25765 anos). Igualmente, ele mostrou que as estações podem ser, mais ou menos, acentuadas ou modificadas quer pela excentricidade (grau de redondeza da órbita da terra à volta do Sol, em cima à esquerda), efeito da precessão (movimento retrógrado dos pontos equinociais) e posição dos solstícios (tempo em que o Sol se encontra no ponto mais afastado do equador da Terra e parece, durante alguns dias, aí conservar-se estacionário, 21 de Junho e 21 de Dezembro) na órbita anual. As mudanças orbitais ocorrem em milhares de anos e o sistema climático pode, assim, tomar milhares de anos a responder ao constrangimento orbital. Esta teoria sugere que a causa principal das épocas glaciárias (período de tempo durante o qual a Terra estava coberta por espessas camadas de gelo e neve) é a quantidade total de energia solar estival recebida nas latitudes norte, onde as calotas glaciárias se formaram no passado. As épocas glaciárias correlacionam com a insolação solar a 65° N. A quantidade de energia solar que chega, por unidade de tempo e por unidade de área, a uma superfície perpendicular aos raios solares, à distância média Terra / Sol, chama-se constante solar, e vale 1367 W/m2. Todavia, devido à rotação da Terra, a energia média incidente no cimo da atmosfera, por unidade de área e de tempo é, aproximadamente, 1/4 da constante solar. Além disso, a atmosfera reflete 39% da radiação, de forma que apenas 61% é usada no aquecimento da Terra. A insolação de um lugar é a quantidade de energia por unidade de área e de tempo que chega a esse do lugar, a qual varia de acordo com o lugar, a hora do dia e com a época do ano. Cálculos astronómicos sugerem que a insolação a 65° N deve aumentar, regularmente, durante os próximos 25 ky e que nenhuma época glaciária é provável nos próximos 50-100 ky (sobre este assunto é importante não confundir paleoclimatologia com climatologia moderna). Das teorias astronómicas propostas para explicar a origem das épocas glaciárias, anteriores a teoria de Milankovitch, deve citar-se a teoria do cientista britânico James Croll (1821 - 1890), que desenvolveu a primeira teoria das mudanças climáticas com base nas alterações na órbita da Terra (https://it.wikipedia.org/wiki/Teoria_astronomica_delle_glaciazioni). De acordo com a Croll, a origem das variações climáticas seculares deve ser procurada nas variações seculares na órbita da Terra, combinadas com o fenómeno da precessão dos equinócios e o deslocamento do periélio, contudo e à diferença de Milankovitch, mais tarde, ele não atribuiu nenhuma importância às alterações na inclinação da elíptica. (i) Da excentricidade da órbita depende a diferente duração das estações do ano, enquanto da precessão depende a posição do equinócio da primavera, e por isso, o inverno em um determinado hemisfério acontecerá com a Terra no periélio ou afélio ; (ii) Qualquer que seja a excentricidade e a posição do equinócio, a quantidade total de radiação solar que recebe um hemisfério é igual à quantidade recebida hemisfério oposto ; (iii) Intuitivamente, compreende-se, que se durante uma meia revolução a Terra é mais próximo do Sol e maior será a intensidade da radiação recebida ; (iv) Durante a outra metade de uma revolução, a intensidade da radiação é menor, mas a duração de insolação é mais longa ; (v) Como a duração dos dois inverno não é a mesmo, não será igual à intensidade média diária da radiação recebida pelos dois hemisférios durante os respectivos inverno ; (vi) Um hemisfério terá um longo e frio inverno, o outro um curto e relativamente quente inverno ; (vii) A precessão, combinada com o deslocamento do periélio, muda de papel nos dois hemisférios cada 10,5 mil anos aproximadamente e cada hemisfério deve, por conseguinte, ter uma glaciação intercalada com períodos interglaciários, num período completo de 21.000 anos e as glaciações dos dois hemisférios deve ser alternadas (neste sentido, a teoria Croll não difere muito da de Joseph Alphonse Adhémar (Paris, fevereiro de 1797 - Paris, 1862).

Teoria Morfotectónica (meandros)..............................................................................................................Morphotectonic Theory

Théorie morphotectonique / Teoría morfotectónica (meandros) / Morphotektonische Theorie (Mäander) / 构造地貌学（曲流河）/ Морфотектоническая теория (меандры) / Teoria morfotettonica (meandri) /

São os obstáculos que induzem a formação de meandros. Ao contrário do que sugere a teoria estocástica, na teoria morfotectónica os obstáculos podem ser previsíveis, uma vez que eles são associados a processos geológicos e geomorfológicos conhecidos.

Ver: « Canal Abandonado »
&
« Barra de Meandro »
&
« Teoria Estocástica (meandros) »

Figura 653 (Teoria Morfotectónica, meandros) - Esta figura ilustra, claramente, o controlo da tectónica na formação e geometria dos meandros do Rio Congo. Um meandro é uma curva acentuada de um rio que corre em sua planície aluvial e que muda de forma e posição com as variações de maior ou menor energia e carga fluvial durante as estações do ano. Os meandros são frequentes nas planícies aluviais, mas ocorrem de forma mais restrita, em outras condições como sobre terrenos sedimentares horizontalizados (meandros de vale). O canal do rio muda, constantemente, de posição ao longo da planície aluvial, através de um processo, mais ou menos, contínuo de erosão e deposição nas suas margens, razão pela qual o meandro é chamado, muitas vezes, meandro divagante. A margem externa de um meandro (margem centrífuga da corrente), apresenta barrancas que são, progressivamente, erodidas. Na margem interna ocorre deposição, principalmente, de areia. Este processo acentua a curvatura do meandro que acaba por formar uma volta inteira criando uma truncatura num ponto por onde a corrente fluvial passa a escoar-se deixando o antigo meandro abandonado e fechado com um lago em forma de U. Três teorias foram avançadas para explicar a formação dos meandros : (i) Teoria Estocástica ; (ii) Teoria de Equilíbrio e (iii) Teoria Geomorfológica ou Morfotectónica. Segundo a teoria estocástica, como o seu nome sugere, um meandro é interpretado como o resultado de flutuações ocasionais, na direcção e sentido do escoamento, devido à presença de obstáculos no leito do rio. Esta teoria baseia-se no facto que dada uma superfície artificial, plana e inclinada, as chuvas escorrem em lâminas, mas mesmo neste caso, a adesão da água à superfície e a coesão das gotas produzem filetes de forma aleatória. As superfícies naturais são ásperas e erodidas. O resultado de todos os factores físicos, que actuam de forma aleatória são canais não rectilíneos, que progressivamente, se tornam sinuosos. Na teoria de equilíbrio, os meandros diminuem até que o gradiente da corrente alcance um equilíbrio entre a erosão do terreno e capacidade de transporte da corrente (tanto de água e como de depósitos). Uma massa de água descendente deve renunciar à energia potencial, que ela havia. Como ela tem a mesma velocidade na extremidade que no início, a energia potencial elimina-se por interacção com o material do leito. Na teoria morfotectónica da formação dos meandros, são as estruturas tectónicas do terreno, sobretudo as dobras e falhas, que são os principais responsáveis da formação dos meandros, o que é, claramente, visível nesta fotografia. São as estruturas da superfície do terreno e a morfotectónica e não factores aleatórios que orientam o traçado do rio Congo, por outras palavras, são os obstáculos previsíveis que instigam a formação de meandros para desviar a corrente. Vários tipos de depósito estão associados com os meandros (https://en.wikipedia.org/wiki/Meander): (1) Barra de meandro, são simplesmente um acumulação de aluvião depositado que se acumula no banco interno da curva de um meandro, que ocorre devido à menor velocidade da corrente na porção interior da curva ;de acordo com a curva de Hjulström, o sedimento estabiliza-se mais rapidamente a velocidades mais baixas ; as barras de meandro são, tipicamente, compostas de sedimentos de vários tamanhos de seixos a areias ; unicamente em água mais ou menos estagnada é que as partículas de silte se depositam ; O desenvolvimento de barras de meandro suposto depender de uma carga suspensa suficiente para que os sedimentos de grão mais fino possam ser depositados no banco interno , (2) Meandros encaixados, e a inclinação de uma corrente de meandros for de repente aumentada, retomará a erosão descendente, o que acontece quando o nível de base da corrente é reduzido, por exemplo, devido à um levantamento tectónico da região, ou a uma descida do nível do mar absoluto ou eustático, por captura da corrente de por uma mais íngreme, etc. Como o escoamento erode por baixo, seu padrão meandros permanecerá como um vale profundo ( meandro incisado ou entrançado) ; (3) Lagos de meandros abandonados, que são criados quando os meandros se cruzam e cortam o pescoço, deixando-o sem um escoamento activo ; este processo é normalmente associado a inundações, durante as quais o rio tende o tomar a trajectória de menor resistência ; um lago de meandro abandonado, tendo uma energia muito menor do que uma trajectória directa, recolhe mais sedimentos depositados durante a estação das inundações até que ele se torne independente do rio. Os maiores lagos de meandro abandonados desenvolvem-se em áreas com planícies de inundação mais amplas onde os rios têm mais espaço para os meandros. Com o tempo os lagos de meandro abandonados tendem a secar ou a preencher-se com sedimentos.

Teoria dos Sistemas.............................................................................................................................................................................................System's Theory

Théorie des systèmes / Teoría de los sistemas / Systemtheorie / 系统理论 / Теория систем / Teoria dei sistemi /

O Todo (sistema) é mais do que a soma das Partes, quer isto dizer, que as características do sistema não se podem definir pelas características das partes.

Ver: « Sistema (teoria) »
&
« Teoria da Tectónica das Placas »
&
« Cortejo Sedimentar »

Figura 654 (Teoria dos Sistemas) - A teoria dos sistemas estuda a organização abstracta de fenómenos, independente da sua formação e configuração presente. De maneira simplificada ela diz que o Todo é mais do que a soma das Partes. Como sugerido nesta figura a compreensão de um sistema glaciário nunca será obtida pelo estudo dos seus diferentes elementos de maneira isolada. A teoria dos sistemas investiga todos os princípios comuns a todas as entidades complexas e modelos que podem ser utilizados para a sua descrição. A teoria de sistemas, cujos primeiros enunciados datam de 1925, foi proposta, em 1937, pelo biólogo Ludwig von Bertalanffy, que alcançou o seu auge de divulgação na década de 50. As pesquisas de Von Bertalanffy foram baseadas numa visão diferente do reducionismo científico (ideia de que as explicações científicas, devem ser, continuamente, reduzidas às entidades mais simples possíveis; a navalha de Occam é a base deste tipo de reducionismo (*)), até então aplicada pela ciência convencional. Dizem alguns geocientistas que foi uma reacção contra o reducionismo e uma tentativa para criar a unificação científica. As três conjecturas básicas da teoria dos sistemas podem ser resumidas da maneira seguinte: (i) Um sistema é um conjunto de partes interactivas e interdependentes que, conjuntamente, formam um Todo unitário com determinado objectivo e efectuam uma determinada função ; (ii) Um sistema pode ser definido como um conjunto de elementos interdependentes que interagem com objectivos comuns formando um Todo e onde cada um dos elementos componentes se comporta, por sua vez, como um sistema cujo resultado é maior do que o resultado que as unidades poderiam ter se funcionassem independentemente (qualquer conjunto de partes unidas entre si pode ser considerado um sistema, desde que as relações entre as partes e o comportamento do todo sejam o foco de atenção) ; (iii) Um sistema é um conjunto de Partes coordenadas, formando um Todo complexo ou unitário. Segundo a teoria de sistemas, em vez de se reduzir uma entidade (um estrato por exemplo) para o estudo individual das propriedades de suas partes ou elementos (minerais), devemos-nos focalizar no arranjo do Todo, ou seja, nas relações entre as partes que se interconectam e interagem. Isto quer dizer, que não se consegue detectar o comportamento do Todo em função das partes ou, por outras palavras, o estudo das partículas de determinado elemento, cujo comportamento individual, embora previsto, não poderá indicar-nos a posição ou o movimento do todo. Esta teoria é fundamental na estratigrafia sequencial onde a compreensão, por exemplo, de um ciclo de invasão continental pós-Pangeia (ciclo estratigráfico induzido pelo ciclo eustático de 1a ordem posterior à ruptura do supercontinente Pangeia), não se pode obter, unicamente, pelo estudo dos ciclos sequência (ciclos estratigráficos induzidos por ciclo eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5v e 3-5 My) e, assim como a compreensão de um ciclo sequência, não se pode obter, unicamente, pelo estudo dos cortejos sedimentares, isto é, pelo estudo das associações laterais de sistemas de deposição síncronos e geneticamente associados, que se depositam durante o iodo de estabilidade do nível do mar relativo, que ocorre depois de cada ingressão marina. É por isso que os geocientistas, na estratigrafia sequencial, partem do “geral” para o “particular” e não o contrário. Da mesma maneira, a compreensão de uma acumulação de petróleo só pode obtida pela compreensão do sistema petrolífero associado, isto é, do Todo que engloba todos os elementos e processos geológicos necessários à existência de acumulações petróleo. De facto par que exista uma acumulação de petróleo ou gás exista, é necessário a presença de rochas-mães (rochas sedimentares ricas em matéria orgânica), rochas-reservatório, rochas de cobertura. Além da presença destas rochas, três processos geológicos são fundamentais: (1) Enterramento para que a matéria orgânica das rochas-mãe atinja a maturação (janela do petróleo) ; (2) A formação de armadilhas ; (3) A migração, que transporta os hidrocarbonetos gerados pelas rochas-mãe para as rochas reservatório das armadilhas. Todas estas condições devem ocorrer de forma sincronizada em relação ao tempo geológico.

(*) O reducionismo é a posição filosófica caracterizada pela tese de que as propriedades do Todo podem ser reduzidas às propriedades das suas Partes, reduzindo assim o número de elementos numa teoria ou conclusão, que pode ser aplicada a fenómenos, teorias, significados, objetos e mesmo explicações. São reconhecidas três formas de reducionismo: (i) Metodológico, que trata da redução das explicações científicas e filosóficas ao menor enunciado possível ; (ii) Teórico, que trata da redução do  poder de explicação e predição de uma teoria a outra, e ; (iii) Ontológico, que procura reduzir a realidade ao menor número possível de substâncias ou entidades. (http://www.infoescola.com/filosofia/reducionismo/)

Teoria da Subsidência (Darwin)..................................................................................................Darwin Theory of Subsidence

Théorie de la subsidence (Darwin) / Teoría de la subsidencia (Darwin) / Theorie der Setzungen (Darwin) / 沉降理论（达尔文）/ Теория опускания породы (Дарвин) / Teoria della subsidenza (Darwin) /

O crescimento vertical dos recifes de corais é controlado pela subsidência do fundo do mar (em condições de subsidência gradual) e, em geral, associado à evolução de uma ilha vulcânica, isto é, a um vulcão.

Ver: « Plataforma Carbonatada Aureolada »
&
« Recife »
&
« Variação do Nível do Mar Relativo »

Figura 655 (Teoria da Subsidência, Darwin) - Muitas especulações foram avançadas sobre a origem dos recifes e, particularmente sobre a origem dos atóis sobretudo quando os geocientistas constataram que não havia recifes a mais de 50-70m de profundidade. Existem várias teorias para explicar formação dos recifes, mas, provavelmente, as mais corretas são a de Charles Darwin e a de Reginald Daly. C. Darwin, em 1830, depois da sua viagem de cinco anos no Beagle, durante a qual teve oportunidade de estudar vários recifes avançou a hipótese que os recifes de franja começam a crescer ao longo da costa de ilhas vulcânicas recentes, que, mais tarde ou mais cedo começam a subsidir. Assim, se a subsidência não ocorrer muito rapidamente, os recifes conseguem adaptar-se, formando inicialmente um recife de franja, depois um de recife barreira e, finalmente, um atol, à medida que a ilha desaparece. A teoria de Darwin, como ilustrado nesta figura, é a teoria da subsidência. Segundo esta teoria os recifes em franja ou costeiros formam-se ao longo dos bordas de uma ilha e, em seguida, com o desaparecimento da ilha, forma-se um recife de barreira (têm uma geometria linear ou semicircular e são separados do continente por canais). A subsidência pode ser causada : (i) Por uma expansão ou alastramento oceânico, que provoca uma subida do nível do mar absoluto ou eustático (*), uma vez que o volume das bacias oceânica diminui, para volume constante de água (sob todas as formas) ou (ii) Pelo peso da própria ilha. De qualquer maneira, uma subsidência contínua provoca a submersão total da ilha, deixando um recife circular, isto é um atol, à volta de um corpo de água salgada central. Esta teoria foi corroborada por poços de pesquisa feitos na ilha Eniwetok (um atol das ilhas Marshall no Pacífico Ocidental). Os poços efectuados reconheceram, a cerca de 120 metros de profundidade, o topo basáltico de um antigo vulcão. Esta teoria da subsidência de Darwin explica de maneira satisfatória muitos recifes, mas não todos. Uma segunda teoria foi sugerida por R. Daly(**) que dá uma outra visão da formação de um recife em franja. Daly sugeriu que as glaciações são a razão principal da formação dos recifes. Ele admitiu que a sequência dos eventos que levam à formação de um recife sobre uma superfície plana começa com um pequeno recife em franja que as águas frias da idade do gelo impediram o crescimento dos corais uma vez que o nível do mar baixou devido à grande quantidade de água utilizada para formar os glaciares e as calotas de gelo. A parte do recife de fora da água foi erodida e cortada pelas ondas do mar. Após o fim da idade do gelo e da fusão dos glaciares, o nível do mar subiu e os recifes de coral começaram, outra vez, a crescer. Mas desta vez, eles cresceram, em superfícies planas e horizontais. Essa teoria foi, também, corroborada por dados de observação mas, evidentemente, ela não explica todos recifes. Uma terceira teoria sugere que a formação de recifes e atóis é, unicamente, devido à subida do nível do mar relativo, à medida que o volume das bacias oceânicas diminui devido a formação das montanhas oceânicas (dorsais médio oceânicas). Esta hipótese só tem sentido se o volume de água, sob todas as suas formas for constante desde a formação da Terra há cerca de 4.5 Ga (axioma da estratigrafia sequencial que a maior parte dos geocientistas adopta). Pode dizer-se, que todas as teorias descrevem como alguns recifes se formaram e que todas elas são corroboradas ou validadas (mas não verificadas) por dados de observação. Todavia, nenhuma delas é, inteiramente, correcta, nem explica a formação de todos os recifes.

(*) Na estratigrafia dois níveis do mar têm que ser considerados: (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). Durante um determinado tempo geológico, a combinação da curva eustática (curva das variações do nível do mar absoluto) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é de encurtamento) dá a curva da taxa das mudanças do nível do mar relativo.

(**) No livro “Nossa Terra Móvel” publico em 1926, James Natland Daly (1871-1957), que foi um dos primeiros proponentes da teoria da deriva continental de Alfred Wegener e Arthur Holmes (https://en.wikipedia.org/wiki/Reginald_Aldworth_Daly) propôs que o deslocamento continental era baseado, em grande parte, na ideia de que depois que Lua se separou da da Terra (teoria que estava na moda no início do século XX), mas antecipou certos aspectos do movimento teorias da tectónica de placas, incluindo a conjectura de um "escudo mesosférico" e um substracto basáltico escorregadio.

Teoria da Tectónica das Placas.....................................................................................................................Plate Tectonic Theory

Théorie de la tectonique des plaques / Teoría de la tectónica de placas / Theorie der Plattentektonik / 板块构造理论 / Теория тектоники платформ / Teoria della tettonica a zolle /

Teoria que explica os movimentos observados na litosfera terrestre, a grande escala. Esta teoria, que engloba e substituiu (nos anos 60) a velha teoria da deriva dos continentes, proposta no início do século XX por Wegener, introduziu e desenvolveu o conceito de expansão oceânica (formação de nova crusta oceânica).

Ver: « Colisão Continental »
&
« Subducção do Tipo-B (Benioff) »
&
« Supercontinente »

Figura 656 (Teoria da Tectónica das Placas) - A teoria da tectónica das placas implica: (i) A formação de bacias de tipo rifte por alongamento da litosfera dos supercontinentes ; (ii) A ruptura de supercontinentes por alongamento / adelgaçamento da litosfera e injecção de material do manto sublitosférico (*) na crusta continental ; (iii) A formação de novos oceanos (expansão ou alastramento oceânico, o qual pode, inicialmente, ser subaéreo, isto é, feito por derrames de lavas subaérias), devido a criação de nova crusta oceânica ao longo das dorsais médio oceânicas, que separam os continentes individualizados pela ruptura dos supercontinentes ; (iv) O fecho dos oceanos, devido ao mergulho e assimilação, pela astenosfera, da crusta oceânica antiga ao longo das zona de subducção ; (v) A colisão (**) dos continentes uns com os outros ao longo das zonas de subducção quer do tipo B (Benioff, quando a placa litosférica descendente é oceânica), quer do tipo A (Ampferer, quando a placa descendente é continental) ; (vi) O alastramento oceânico e, particularmente, a formação de dorsais oceânicas diminui o volume das bacias, que para um volume constante da água terrestre, sob todas as formas, desde a formação da Terra há 4,5 Ga (axioma que a maior parte dos geocientistas adopta), induz uma subida do nível do mar ; (vii) A subducção da velha crusta e dorsais oceânicas, aumenta o volume das bacias oceânicas, o que para um volume constante da água, sob todas as suas formas, induz uma descida do nível do mar. Todas as reconstituições paleogeográficas propostas, por exemplo, para a era Paleozóica são baseadas na teoria da Tectónica das Placas e admitem no Paleozóico Inicial, a formação de dois grandes oceanos (Japeto e Reico), os quais se fecharam, durante o Pérmico / Triásico. Segundo Perroud (1990) pode dizer-se que: (a) No Ordovícico, o Mar de Japeto (mar que existiu entre a Europa e América do Norte, entre 570 Ma e 420 Ma ; há cerca de 600 Ma, a Europa e América do Norte, que estavam, mais ou menos, juntas, começaram-se a separar à medida que o magma da crusta inferior subia à superfície para preencher o espaço criado pela separação dos continentes ; há cerca de 460 Ma, a América do Norte e Europa entraram em colisão formando os Apalaches ao mesmo tempo que o mar de Japeto se fechou) e o Mar Reico (mar formado no Câmbrico Tardio / Ordovícico Inicial por alargamento e ruptura de terrenos ou microcontinentes da margem norte do pequeno supercontinente Gondwana, que se fechou-se, completamente, no Carbonífero como resultado das colisões continente / continente, que formaram a o supercontinente Pangeia ; a expansão do Mar Reico fez-se à medida que o Mar de Japeto se fechava, devido à colisão entre os pequenos supercontinentes Gondwana e Laurasia; (b) A partir do Ordovícico, o Mar de Japeto começou a fechar-se à medida que a Laurência e Báltica se aproximavam ; (c) No Devónico, o Mar de Japeto desapareceu com a formação do continente dos velhos arenitos vermelhos (orogenia Caledónica / Tacónica) ; (d) O mar Reico desapareceu no fim do Paleozóico com o advento da orogenia Hercínica. Da mesma maneira, como ilustrado nesta figura, no início do Mesozóico / Cenozóico, quase todos os geocientistas admitem que o supercontinente Pangeia (formado no fim do Paleozóico), que era cercado por um grande e único oceano, o Pantalassa (***), fracturou-se em vários continentes, que se separam uns dos outros à medida que uma nova crusta oceânica se formava nas dorsais médio oceânicas. Actualmente, os continentes parecem ter atingido o máximo de afastamento, como no offshore Oeste de Portugal, onde parece já haver evidência (zona de subducção tipo B) de que o mecanismo de aglutinação continental já começou.

(*) Camada plástica de rochas que se encontram no estado sólido, mas muito perto do seu estado ponto de fusão, que se divide em a astenosfera (porção do manto que se comporta manto de maneira fluída e onde as ondas sísmicas mudam de velocidade) e mesosfera, onde os materiais se tornam mais denso, sem alteração da sua composição química. O manto sublitosférico corresponde à parte superior do manto terrestre, isto é acima da isotérmica 1350° C, ou por outras palavras é a parte do manto terrestre que faz parte da astenosfera.

(**) Atenção ao termo colisão aqui utilizado, uma vez que na tectónica das placas, e ao contrário da colisão de um automóvel contra um muro, a energia cinética não tem nenhum papel importante, o quer dizer que na tectónica das placas não há transformação de energia cinética em energia de deformação.

(***) O golfo a Este deste supercontinente é o Mar de Tétis, entre dos pequenos supercontinentes Gondwana (NE) e Laurasia (SE), que substituiu o oceano Paleotétis (antigo Mar de Tétis de Suess, isto é, o oceano do Paleozóico, entre o Gondwana, Europa Central, Ibéria, China e Ásia Central). O Mar de Tétis começou a formar-se no sul da Paleotétis desde que a placa Cimeriana se individualizou (Pérmico / Triásico). A expansão do Mar de Tétis obrigou a placa Cimeriana a entrar em colisão com a Laurasia, para, finalmente, o Mar Tétis substituir completamente o Paleotétis.

Terminação e Geometria de um Estrato..............................Stratal Termination

Terminaison et géométrie d'une strate / Terminación y geometría de un estrato / Kündigung und Geometrie eines Stratum / 地层的终止和几何形状 / Окончание и геометрия пласта / Terminazione e la geometria di uno strato /

Uma das relações geométricas que permitem definir as discordâncias (superfícies de erosão) e predizer os ambientes e sistemas de deposição. Existem cinco tipos de terminações principais: (i) Bisel de Agradação ; (ii) Bisel de Progradação ; (iii) Bisel de Truncatura ; (iv) Bisel Somital e (v) Bisel de Truncatura Aparente. As geometrias mais frequente dos estratos são as mesmas que as dos reflectores sísmicos.

Ver: « Relação Geométrica (estratos, reflectores) »
&
« Bisel de Progradação »
&
« Terminação e Geometria de um Reflector »

Figura 657 (Terminação e Geometria de um Estrato) - Todos os tipos de terminações dos estratos estão ilustrados neste esquema, no qual, se pode ver um grande número de sistemas de deposição, que se encontram nos ciclos estratigráficos ditos ciclos sequência, os quais são induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem, cuja duração varia entre 0,5 e 3-5 My. Neste esquema geológico, particular, dois ciclos sequência incompletos estão representados. Eles são separados por uma discordância, isto é, por uma superfície de erosão induzida por uma descida do nível do mar relativo (*) que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (rebordo continental quando a baia tem uma plataforma continental ou durante a 2a fase de desenvolvimento do prisma de nível alto, PNA, de um ciclo sequência). Ao nível de um ciclo sequência, na parte profunda da bacia o limite entre os dois ciclos sequência é feito por uma paraconformidade que correlaciona, a montante, com a discordância. Além das relações geométricas entre os estratos, a superfície de erosão que limita os ciclos sequência é enfatizada, igualmente, pelo preenchimento de um vale cavado, a montante do último rebordo da bacia do ciclo sequência inferior e pelo preenchimento de um canhão submarino a jusante. O ciclo sequência inferior é constituído pelos os dois grupos de cortejos sedimentares depositados em condições geológicas de nível do alto do mar (CNA), isto é, o intervalo transgressivo (IT), colorido em verde, e prisma de nível alto (PNA) colorido em laranja. O intervalo transgressivo (subgrupo inferior dos cortejos de nível alto) tem uma geometria retrogradante, enquanto que prisma de nível alto (PNA) tem uma geometria progradante. A geometria retrogradante do intervalo regressivo (IT) é o resultado da sobreposição de regressões sedimentares, cada vez mais pequenas, induzidas por ingressões marinhas cada vez mais importantes, enquanto que a geometria progradante do prisma de nível alto (PNA) é o resultado da sobreposição, mais ou menos, vertical de regressões sedimentares cada vez mais importantes induzida por ingressões marinhas cada vez mais pequenas. Uma superfície de base das progradações separa o intervalo transgressivo (IT) do prisma de nível alto (PNA). O ciclo sequência superior é constituído pelo grupo de cortejos de nível baixo (CNB), colorido em azul, no qual se reconhecem os três subgrupos de cortejos sedimentares que o compõem e que de baixo para cima são: (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB) ; (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB), e pelo subgrupo inferior de nível alto, isto é, pelo intervalo transgressivo (IT). Os cones submarinos de bacia (CSB) tem uma morfologia retangular com limites abruptos entre o diferentes lóbulos. Os cones submarinos de talude, que são formados por complexos de diques marginais naturais turbidíticos e preenchimentos das depressões entre eles, têm uma geometria interna, semelhante à das asas de uma gaivota en voo (as asas simulam os diques marginais naturais). O prisma de nível baixo (PNB) tem, naturalmente, uma geometria progradante, mas a maioria dos paraciclos sequência são fusiformes (progradações sigmóides) o que cria uma agradação importante mas, largamente, inferior à progradação. As terminações e a forma dos reflectores definem as relações geométricas que podem ser interpretadas como relações entre estratos. Doze tipos de determinações podem ser considerados: (1) Convergente, conjunto de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, que se adelgaçam lateralmente em direcção da bacia (pode desenvolver-se em qualquer lugar dentro de um ciclo estratigráfico, não deve ser confundido com biséis de agradação ao longo das discordâncias) ; (2) Divergente, conjunto de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, que se espessam lateralmente, etc. (ver figura seguinte). Note nesta figura, note a diferença de escala entre a fotografia (estratos no onshore de Itália) e os reflectores sísmicos do autotraço de uma linha sísmica do offshore da Austrália.

(*) Não esqueça que na estratigrafia sequencial é fundamental não confundir o nível do relativo com o nível do mar absoluto ou eustático. O primeiro 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. O segundo 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). Durante um determinado tempo geológico, a combinação da curva eustática (curva das variações do nível do mar absoluto) e da tectónica (subsidência, quando o regime tectónico predominante é em extensão ou levantamento, quando o regime tectónico predominante é de encurtamento) dá a curva da taxa das mudanças do nível do mar relativo.

Terminação e Geometria de um Reflector..........................................................................Reflection Termination

Terminaison et géométrie d'un réflecteur / Terminación y geometría de un reflector / Kündigung und Geometrie eines Reflektors / 反射的终止和几何 / Окончание и геометрия отражателя / Terminazione e la geometria di un riflettore /

Como numa linha sísmica a grande maioria dos reflectores têm um valor cronostratigráfico, a terminação e geometria de um reflector é, praticamente, a mesma que a de um estrato. As terminações e a geometrias dos reflectores permitem definir as discordâncias e predizer os ambientes e sistemas de deposição. Existe uma grande variedade de configurações ou geometria dos reflectores. Algumas delas podem ser subdividas. Assim, por exemplo, uma configuração de preenchimento pode ser paralela, divergente, oblíqua, etc.

Ver: « Configuração dos Estratos »
&
« Relação Geométrica (estratos, reflectores) »
&
« Terminação e Geometria dos Estratos »

Figura 658 (Terminação e Geometria de um Reflector) - Assumindo que nas linhas sísmica os reflectores cronostratigráficos podem ser interpretados como grupos de estratos com características petrofísicas e, sobretudo, uma impedância acústica, semelhantes, como para os estratos (figura 657) doze tipos de terminações podem ser considerados: (1) Convergente, conjunto de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, que se adelgaçam lateralmente em direcção da bacia (pode desenvolver-se em qualquer lugar dentro de um ciclo estratigráfico, não deve ser confundido com biséis de agradação ao longo das discordâncias) ; (2) Divergente, conjunto de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, que se espessam lateralmente em direcção da bacia (frequentemente acompanhado de uma fissão dos reflectores, que não deve ser interpretada como uma discordância fossilizada por biséis de agradação) ; (3) Preenchimento, conjunto de reflectores sísmicos, interpretados como estratos, que preenchem anomalias topográficas negativas dos estratos subjacentes (os reflectores subjacentes podem ser truncados ou concordantes com o preenchimento, o qual pode ser descrito em relação aos estratos subjacentes ou em relação à sua própria geometria) ; (4) Transparente, ausência de reflexões sísmicas; traduz intervalos geológicos, quer muito homogéneos (sem contraste de impedância acústica), não-estratificados, muito deformados ou intervalos com forte inclinação ; (5) Ondulada, reflectores sísmicos, mais ou menos, descontínuos e frequentemente com inclinações opostas, interpretados como estratos, associados a depósitos turbidíticos, geralmente, de talude continental; (6) Moutonnée, reflectores sísmicos bombeados interpretados, como estratos, que formam anomalias topográficas ou protuberâncias sedimentares acima o nível básico (é a geometria típica das construções orgânicas e vulcânicas, mas pode encontrar-se em associação com os cortejos turbidíticos) ; (7) Paralela, reflectores sísmicos, interpretados como estratos, depositados paralelamente ; (8) Progradante, reflectores sísmicos, interpretados como estratos, com uma geometria progradante, por vezes, associada à intervalos regressivos ; (9) Paralela / Oblíquo, reflectores sísmicos com um arranjo paralelo / oblíquo, no qual os estratos terminam a jusante com uma inclinação importante ; (10) Tangencial / Oblíquo, neste arranjo, os estratos, ou os reflectores sísmicos associados, mostram uma inclinação decrescente para a base ; (11) Oblíqua em telhado de ripas, o arranjo dos reflectores, ou estratos associados, é progradante (como a unidade sedimentar é pouco espessa, as progradações oblíquas são quase deitadas e parecem suceder-se umas às outras) ; (12) Sigmóide, neste arranjo, as progradações têm uma geometria em S ao revés (a inclinação na parte superior e inferior é relativamente fraca, enquanto na parte mediana é mais forte; o mesmo se passa com a espessura, o que quer dizer, que a espessura entre dois reflectores sucessivos é máxima entre os pontos de inflexão de cada reflector). Um intervalo sísmico, limitado ou não por duas discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas significativas do nível do mar relativo) é, em geral, constituído por vários reflectores cronostratigráficos cuja geometria define a configuração interna do intervalo. Assim, como para a geometria dos reflectores, fala-se de configuração interna, paralela, sigmóide, oblíqua Ondulada, etc. O intervalo entre dois reflectores sísmicos consecutivos, nunca corresponde a uma camada sedimentar clástica por mais espessa que ela seja, embora em certos casos, ele possa corresponder a uma construção orgânica. Da mesma maneira, pode dizer-se que um intervalo entre dois reflectores sísmicos consecutivos, engloba quase sempre mais que um cortejos sedimentar, e é por isso que dentro de um ciclo sequência se fala de subgrupos e grupos de cortejos sedimentares e não simplesmente de cortejos sedimentares. Efectivamente, muitas vezes entre dois reflectores sísmicos paralelos, encontram-se pequenas progradações quer oblíquas quer sigmóides, que mostram que o intervalo entre os reflectores paralelos é um conjunto de cortejos sedimentares. Isto é, muitas vezes, observado no subgrupo inferior dos cortejos de nível alto, isto é, no intervalo transgressivo (IT), quando entre duas ingressões marinhas se reconhecem progradações dentro do paraciclo sequência, que sublinham o deslocamento da linha da costa para o mar à medida que os sedimentos se depositam.

Em Terra (terra firme)..........................................................................................................................................................................................................................Mainland

Terre ferme / En Tierra / Onshore, An Land / 陆上 / Материк (суша) / A terra /

Terreno limitado a jusante pela linha da costa. A expressão em terra ou onshore opõe-se à de offshore, isto é, o terreno coberto por água a jusante da linha da costa. Sinónimo de Costa Adentro e Onshore.

Ver: « Linha da Costa »
&
« Onshore »
&
« Supercontinente »

Figura 659 (Em Terra) - Esta figura mostra uma parte do onshore de Angola ou seja, uma parte das terras a montante da linha de costa, à latitude da bacia geográfica do Kwanza, que é localizada a sul do rio Congo e atravessada pelo rio Kwanza (ao sul de Luanda, que é capital de Angola). Esta área em terra ou este onshore, como dizem os geocientistas de língua inglesa é, ao ponto de vista geológico composto por várias bacias da classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson : (i) Um embasamento Pré-Câmbrico ; (ii) Uma cadeia de montanhas dobradas (cintura dobrada) do Paleozóico e (iii) Bacias de tipo rifte que se formaram durante o alongamento do pequenos supercontinente Gondwana (provavelmente em associação com uma anomalia térmica) e (iv) Uma margem divergente tipo Atlântico, que se depositou sobre as bacias de tipo rifte formadas formadas antes da ruptura da litosfera que individualizou a placa africana e a placa da América do Sul. O offshore, isto é, o terreno coberto pela água do mar (a jusante da linha de costa), é formado pela parte central e distal da margem divergente (tipo Atlântico) que se depositou por cima da crusta oceânica e da crusta subaérea implementação imediatamente depois da ruptura da litosfera, o que quer dizer que ela é posterior é formação e preenchimento das bacias de tipo. Em termos geológicos, a distinção entre onshore e offshore é importante porque, em geral, eles são formados por terrenos que pertencem a diferentes bacias sedimentares. Os offshore são, essencialmente, constituídos por margens divergentes do tipo Atlântico (desenvolvidas nas áreas onde os regimes tectónicos predominantes são em extensão e formadas em associação com a formação de nova crosta oceânica) ou por margens divergentes do tipo não Atlântico. As margens do tipo não Atlântico desenvolvem-se em áreas onde os regimens tectónicos em compressão são predominantes, isto é, em associação com a formação megassuturas (*), isto é, das regiões móveis da Terra. Esta regiões, que correspondem a cadeias de montanhas dobradas e falhadas, testemunham a complexidade das fases de acreção e deformação sofridas pelos corpos geológicos nas regiões onde os regimens tectónicos compressivos são predominantes. Todavia, embora os regimes tectónicos compressivos associados com as zonas de subducção sejam predominantes na formação de uma megassutura, os regimes em extensão e a formação de bacias sedimentares desempenham, também, um papel importante. No onshore, além dos cratões Pré-Câmbricos, que ocupam a maior parte do onshore, as bacias sedimentares mais comuns são : (a) Bacias de tipo rifte ; (b) Bacias cratónicas e as associadas com a formação de margens convergentes como: Bacias de antearco, Bacias de antepaís e Cadeias de montanhas. Nos offshores, as bacias sedimentares são, frequentemente, associadas com a formação de nova crosta oceânica. Lembremos que estas associações, que induzem diferentes tipos de subsidência, são a base da classificação das bacias sedimentares propostas por Bally e Snelson (1980), na qual as bacias associadas com a formação de megassuturas podem ser : A) Perissuturais (localizadas na periferia da megassutura): 1- Fossas Oceânicas, criadas em associação uma zona de subducção do Tipo B (Benioff) ; 2- Bacias de Antepaís (antefossa), criadas em associação com uma zona de subducção do tipo A (Ampferer) e 3- Bacias Tipo Chinês, associadas a intrusões félsicas e B) Epissuturais, formadas dentro das megassuturas, que podem ser: a) Bacias de Antearco ; b) Bacias Internas ao Arco ; c) Bacias tipo Panónico ; d) Bacias tipo Mediterrânico ; e) Bacias tipo "Great Basin” ; f) Bacias tipo Califórnico. Note que a classificação de Bally e Snelson como todas as outras classificações de bacias, não permite prever o volume de hidrocarbonetos gerados e preservados nas diferentes bacias sedimentares consideradas. Todavia ela, permite e, até certo ponto, obriga os geocientistas a fazer observações geológicas controladas pela Tectónica de Placas, que é a base de qualquer progresso na exploração de petróleo. Isto quer dizer que utilização desta classificação em combinação com uma interpretação estratigráfica sequencial das linhas sísmicas, tem resultados imediatos na avaliação do potencial de petróleo remanescente dos depocentros geográficos, particularmente, quando a pesquisa estrutural é madura / super-madura, como é o caso em muitas áreas. Uma tal combinação permite uma melhor avaliação de diferentes parâmetros petrolíferos e o reconhecimento de armadilhas não estruturais potenciais (estratigráficas e morfológicas por justaposição), assim como destacar, rapidamente, o ou os principais parâmetros petrolíferos, que sozinhos podem, do ponto de vista petrolífero, um bacia ou prospecto.

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

Terra de Gondwana..............................................................................................................................................................................................Gondwanaland

Terre de Gondwana / Tierra de Gondwana / Gondwanaland / 冈瓦纳大陆 / Гондвана / Terra di Gondwana /

Tautologia para designar o pequeno supercontinente meridional do Pangeia, que existiu entre cerca de 500 e 200 Ma (Paleozóico e início do Mesozóico). Gondwana quer dizer "Terra dos Gonds” (povo do centro da Índia). O Gondwana incluía não só a maior parte dos continentes, que hoje se encontram no hemisfério Sul, como Antárctica, América do Sul, África, Madagascar, Austrália-Nova Guiné e Nova Zelândia, mas também Arábia e a Índia que hoje se encontram no hemisfério Norte.

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

Figura 660 (Terra de Gondwana) - No Pérmico / Triásico, quase toda a terra emersa estava aglutinada formando um supercontinente (quase o mesmo que um continente, com a diferença de serem os mesmos continentes actuais que milhões de anos no passado, quando tinham outra forma, estavam, mais ou menos, aglutinados), que os geocientistas chamaram supercontinente Pangeia que, em grego, quer dizer "toda a terra". A massa continental do supercontinente Pangeia, rica em urânio, tório e potássio, funcionou como uma cobertura quente que impediu que o calor interno da Terra se dissipasse. A acumulação desse calor criou uma intumescência (anomalia térmica), na parte central do Pangéia que, localmente, alongou, por falhas normais, e adelgaçou a litosfera, facilitando a injecção de material do manto terrestre sublitosférico (*) que, pouco a pouco, a fracturou, iniciando assim um alastramento vulcânico (subaéreo e oceânico) entre os blocos ou continentes individualizados. As fracturas propagaram-se ao longo dos eixos da intumescência separando a América do Norte do norte da África, há cerca de 180 milhões de anos atrás, e da Europa, há cerca de 150 Ma. Como ilustrado nesta figura, pode dizer-se que, ao princípio, o supercontinente Pangeia se fracturou em duas grandes massas continentais: (i) O pequeno supercontinente Laurasia, que formava a massa continental norte e (ii) O supercontinente Gondwana, que formava a massa continental sul. O pequeno supercontinente Gondwana incluía, o que hoje se chama, a Antárctica, que estava, mais ou menos, unida à América do Sul, África, Índia e Austrália. Por sua vez, estas duas grandes massas continentais (Laurasia e Gondwana) continuaram a fracturar-se em pequenos continentes que se afastaram uns dos outros, por expansão ou alastramento oceânica, até ocuparem as posições (temporárias) que eles ocupam actualmente. O termo Gondwana foi proposto pelo geocientista Eduard Suess (1883) , que o tirou de uma região da Índia, onde se encontrou a planta fóssil Glossopteris. Suess sabendo que esta planta tinha sido encontrada não só na Índia, mas também na América do Sul, sul da África, Austrália e Antárctica, sugeriu, que no passado geológico, todas estas áreas estavam aglutinadas numa grande massa continental que ele chamou Gondwana. O Gondwana era um continente muito quente e seco com estações de chuvas intensas, onde apareceram os primeiros fetos e coníferas. Contudo, já em 1858, o geógrafo António Sneider-Pellegrini tinha ilustrado, 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 (1585). O pequeno supercontinente Gondwana fracturou-se durante o Jurássico, à cerca de 160 milhões de anos atrás, quando um rifte médio oceânico se formou entre a África e Índia. Há 125 milhões de anos, a continente Índia individualizou-se e depois a Nova Zelândia (há 80 milhões de anos). No início do Cenozóico, o bloco Australiano e a Nova Guiné separaram-se, gradualmente, dirigindo-se para o norte, que girando sobre si mesmo, permitiu uma conexão com o Gondwana mais longa. A Índia colidiu com a Ásia, há 45 Ma formando o Himalaia. Ao mesmo tempo, o sul da Austrália (actual Tasmânia) separou-se da Antárctica permitindo a formação de correntes oceânicas entre elas, produzindo um clima mais frio e mais seco.

(*) A estrutura interna da Terra pode ser descrita sob o ponto de vista petrográfico e reológico. Sob o ponto de vista petrográfico, a Terra pode ser dividida em três envelopes, mais ou menos, concêntricos: (i) Crusta, que pode ser continental ou vulcânica (subaérea e oceânica) ; (ii) Manto, cujo limite superior é sublinhado pela descontinuidade de Mohorovičić (4-70 km); pode dividir-se em manto superior (até à isotérmica 1350°C) e manto sublitosférico, que engloba uma parte do manto superior e inferior cuja base se localiza-se a cerca de 2900 km de profundidade e (iii) Núcleo, que é composto principalmente por ferro e níquel e que se pode pode dividir-se numa parte interna sólida e uma externa líquida. Sob ponto de vista reológico, a Terra divide-se em quatro grandes zonas : (a) Litosfera, que é a camada externa rígida e que tem uma espessura entre 80 e 150 km, cujo limite inferior corresponde, grosso modo, a zona de baixa velocidade das ondas sísmica (vp e SVG); a litosfera é formada pela crusta e pela parte superior do manto acima da isotérmica 1350° C ; (b) Astenosfera, que corresponde ao manto superior, é uma camada menos rígida que a litosfera e que pode deformar-se por escoamento; o limite inferior da astenosfera é mal marcado, mas parece não ultrapassar 350 km de profundidade ; (c) Mesosfera, que corresponde à parte inferior do manto superior (debaixo de ± 350 km ± manto) e do manto inferior, tem a sua base a mais ou menos 2 900 km de profundidade e (iv) Núcleo, que é limitado entre cerca de 2 900 km de profundidade e o centro da Terra (± 6 370 km de profundidade). A parte externa do núcleo é líquida e a interna sólida.