Epibentos (organismos).............................................................................................................................................................................................................................Epibenthos
Êpibenthos (organismes) / Epibentos (organismos) / Epibenthos (Wohnen über der Sedimentoberfläche) / Epibenthos （以上表层沉积物的生活） / Эпибентос / Epibenthos (Vivere al di sopra della superficie del sedimento)
Organismos que vivem no fundo do mar ou imediatamente acima. Alguns epibentos estão ligados ao fundo do mar, mas outros são móveis. Esponjas, corais e estrelas do mar são exemplos de epibentos.
Ver: « Bentos »
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« Mésobenthos »
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« Mérobenthos »
Os organismos bentos ou bentónicos incluem as espécies que vivem acima da superfície do sedimento (epibentos) e as espécies que vivem abaixo da superfície do sedimento (endobentos). Esta distinção nem sempre é nítida uma vez que certos organismos, como por exemplo, certos vermes Sabelídeos, vivem em ambos ambientes. Tradicionalmente, para a maior parte dos geocientistas, os organismos epibentos incluem a fracção dos bentos que é, directamente, sobre o fundo do mar e não enterrada (infauna ou endobentos). Dentro dos organismos epibentos, desenvolveram-se duas estratégias de vida diferentes: (i) Epibentos fixos ou sésseis, isto é, os organismos que não se movem e vivem, permanentemente, ligados ao substrato (como exemplo, podemos citar, as esponjas, gorgónias, corais, crustáceos, briozoários, etc.) e que são, fundamentalmente, filtradores uma vez que se alimentam de séston (conjunto das partículas, orgânicas ou não, que se encontram dispersas na coluna de água e que, para além de poderem constituir um bom alimento para alguns organismos, têm um papel importante na difusão da luz na água e, portanto, na produção primária) e (ii) Epibentos móveis e vágeis que tem a habilidade de se deslocar, activamente, sobre o fundo (como exemplo podemos citar as os poliquetas errantes, gastrópodes, crustáceos, peixes etc.), e que têm diferentes recursos alimentares. Os epibentos móveis incluem espécies de carnívoros, necrófagos, detritívoros e alguns suspensívoros (que se alimentam de matéria orgânica, fito e zooplâncton, que está em suspensão na coluna de água). Os suspensívoros também são conhecidos como filtradores, embora muitos deles, de facto, não filtrem a água, uma vez que têm zonas mucosas e cílios aos quais aderem as partículas alimentares. Como exemplos de epibentos podemos citar: (a) Os gasterópodes Atlanta lesueruri, Benthonella tenera, Gastropoda Prosobranchia, Creseis acidula, Clio sp., Cavolinia sp., Notauchis punctatus, Roxania utriculus, Gastropoda Opisthobranchia, etc. ; (b) Os bivalves Bathyarca philippiana, Bathyarca grenophia, etc., e (c) Os poliquetas Aphroditimorfa, Hyalinoecia s.p., Peruas sp., Flabelligeridae, Terebelidae, etc.
Epicentro (terramoto)......................................................................................................................................................................................................................................Epicenter
Épicentre / Epicentro / Epizentrum / 震中 / Эпице́нтр / Epicentro
Ponto da superfície da Terra imediatamente acima do hipocentro (foco), isto é, do ponto de ruptura que originou o tremor de terra.
Ver: « Subducção do tipo-B (Benioff) »
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« Tsunami »
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« Onda Sísmica »
Durante um terramoto, as ondas sísmicas propagam-se de maneira esférica a partir do foco (hipocentro). Uma sombra sísmica aparece no lado oposto da Terra a partir do epicentro de uma terramoto, uma vez que o núcleo externo da Terra, sendo líquido, refracta as ondas longitudinais ou de compressão (P-ondas), que têm a mesma direcção de vibração que movimento. Ao contrário, ele ele absorve as ondas transversais ou de cisalhamento (ondas S), as quais vibram perpendicularmente à direcção de propagação. Entre 104° e 140° do foco de um terramoto, poucas ou nenhumas ondas sísmicas podem ser detectados, uma vez que as ondas primárias (ondas P) são refractadas pelo núcleo da Terra e as ondas secundárias (ondas S) são interrompidos pelo mesmo núcleo. Fora da zona de sombra sísmica ambos os tipos de onda podem ser detectados, mas, devido às suas diferentes trajectórias através da Terra, elas chegam a diferentes momentos. Medindo as diferenças de tempo em qualquer sismógrafo, assim como distância em um gráfico distância- tempo, na qual a onda P e S têm a mesma separação, os geocientistas podem calcular a distância do epicentro do terramoto. Esta distância, chamada distância epicentral é, normalmente, medida em graus e denotado como Δ (delta), em sismologia. Uma vez que a distância epicentral é conhecida, pelo menos para três estações sismográficas, a posição do epicentro pode calcular-se, facilmente, por uma simples por triangulação. A distância epicentral é também utilizada no cálculo das magnitudes sísmicas desenvolvido por Gutenberg e Richter, as quais não têm limites, nem superior, nem inferior. A magnitude máxima é limitada pela resistência da crusta e manto superior e, desde o início da sismologia instrumental, nunca se observaram sismos com magnitude superior a cerca de 8,6. Os maiores sismos instrumentais registados foram no Chile, em 1960, com magnitude estimada de 8,5 e no Alaska, em 1964, no qual a magnitude atingiu o valor 8,6. Muitos geocientistas pensam que as rochas não podem armazenar mais energia elástica do que essa (± 6,3 1023 ergs). Todavia, é possível que os provocados por impactos meteoríticos tenham magnitudes maiores.
Epicontinental (mar)...............................................................................................................................................................................................................Epicontinental
Épicontinentale / Epicontinental / Epikontinental / 陆缘 / Эпиконтинентальный / Epicontinentali (mare)
Mar pouco profundo que se estende sobre uma parte de um continente.
Ver: « Mar Epicontinental »
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« Plataforma »
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« Variação Relativa (do nível do mar) »
Um mar epicontinental é a porção do mar que está sobre a plataforma continental e as porções que se estendem para o interior do continente com características semelhantes no que diz respeito, sobretudo, à lâmina de água. Um mar epicontinental é também conhecido como mar epeirico ou mar interior. Como ilustrado nestes esquemas a formação e o desaparecimento de mares epicontinentais está muito associada aos ciclos transgressão / regressão. Durante uma descida relativa do nível do mar significativa, os biséis de agradação costeiros são deslocados para o mar e para baixo e, a linha da costa (limite entre o offshore e onshore), assim como o nível do mar serão situados debaixo da ruptura continental (não confunda ruptura ou rebordo continental com ruptura ou rebordo da bacia, embora, em certas condições geológicas, elas possam coincidir). Desta maneira, a plataforma continental será, totalmente, exumada e transformada numa planície costeira delimitada a jusante pela linha da costa. S e isto suceder, a porção epicontinental do mar desaparecerá e as porções interiores poderão, quer desaparecer, totalmente, quer ficar, mais ou menos isoladas, ou transformarem-se em lagos. A quando de uma subida relativa do mar (eustasia mais tectónica), mesmo que as condições geológicas à partida são de nível baixo, isto é, com o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia (que neste caso coincide com o rebordo continental, uma vez que a bacia não tem plataforma), a planície costeira, limitada a jusante pela linha da costa, vai ser inundada à medida que o nível do mar sobe (subida relativa). Isto quer dizer, que, pouco a pouco, se forma uma plataforma continental e que a lâmina de água aumenta, à medida que a linha da costa e os depósitos costeiros (biséis de agradação) se deslocam para o continente. Esta subida relativa do mar pode ser suficiente para que o mar epicontinental se estenda para o interior. Isto acontece todas as vezes que a invasão continental (componente horizontal da agradação costeira) é importante ou, por outras palavras, quando a topografia do continente é relativamente plana. Em tais condições, uma subida relativa do nível do mar de 10 metros pode, localmente, deslocar a linha da costa para o continente centenas de quilómetros.
Epifauna .........................................................................................................................................................................................................................................................................Epifauna
Épifauna / Epifauna / Epifauna (Faune) / Epifauna (動物相) / Эпифауна / Epifauna (Faune)
Fauna bêntica que vive numa superfície, quer na superfície do fundo do mar, na superfície de outros organismos ou na superfície de um objecto (rocha, barco afundado, etc.). Sinónimo de Epibentos.
Ver: « Bentos »
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« Endofaune »
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« Exógena »
A fauna, isto a vida animal de um determina região ou num determinado tempo geológico, pode dividir-se em: (i) Infauna ou endofauna, isto é, todos os animais que vivem enterrados nos sedimentos do marinhos ou de água doce ; (ii) Epifauna ou Epibentos, engloba os animais aquáticos que vivem sobre o substrato de fundo e nano dentre dele (infauna), ou seja, a fauna bentónica que vive em cima da superfície do sedimento do fundo do mar ; (iii) Macrofauna, são bentónicos (que vivem sobre ou dentro dos sedimentos do fundo de um corpo de água) ou organismos terrestres que ficam retidos na peneira 0,5 mm ; (iv) Megafauna, são grandes animais de uma determinada região ou época geológica ; (v) Meiofauna, são pequenos invertebrados bentónicos que vivem em ambos os ambientes marinho e de água doce (o termo meiofauna define, vagamente, um grupo de organismos pelo seu tamanho, maior do que a microfauna, mas menor do que macrofauna, e não um grupo taxonómico) ; (vi) Mesofauna, engloba os invertebrados macroscópicos terrestres, como os artrópodes, minhocas e nematóides ou vermes cilíndricos, etc ; (vii) Microfauna, são organismos microscópicos ou muito pequenos animais (geralmente incluindo protozoários, rotíferos, que são minúsculos animais presentes no plâncton). Parta terminar podemos dizer que, os bentos ou animais bentónicos se encontram em todas as profundidades e estão associados a todos o tipo de substratos. Cerca de 80% dos animais bentónicos pertencem à epifauna. Estes são os animais que vivem ou estão ligados à superfície de áreas rochosas ou sedimentos consistente. Os bentónicos que vivem enterrados no substrato pertencem à endofauna (infauna) e são, normalmente, associados com sedimentos macios, como areia ou lama. Alguns animais do fundo do mar são sésseis quando adultos (Cirripedia, Anthozoa, Bivalvia), enquanto que outros são, permanentemente, móveis (crustáceos, equinodermes e moluscos). A maioria das formas bentónicas produzem larvas móveis que passam algumas semanas de seu ciclo a viver como meroplâncton (ciclo de vida bifásico), permitindo que as espécies evitem um superpopulação e colonizem novas áreas.
Epipelágica (zona)........................................................................................................................................................................................................................................Epipelagic
Épipélagique (zone) / Epipelágica (zona) / Epipelagic (Bereich) / 光合作用 (区) / Эпипелагическая (зона) / Epipelagico (zona)
Camada superior das zonas oceânicas, que vai até uma profundidade de cerca de 200 metros, e na qual se localiza cerca de cerca de 90% da vida marinha, devido a temperatura, relativamente, quente e à abundância de luz do sol que permite a fotossíntese.
Ver: « Fotosíntese »
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« Zona Fótica »
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« Fitoplâncton »
Como ilustrado nesta figura, quando uma bacia oceânica têm uma plataforma continental, esta representa a zona epipelágica adjacente aos continentes, a qual, provavelmente, é a mais rica em vida marinha uma vez que quantidade de nutrientes que aí se encontra é muito importante. Isto é, particularmente, verdadeiro quando uma corrente marinha ascendente (rica em oxigénio e outros nutrientes) se localiza próximo da ruptura continental. Nestas condições, isto é, em condições geológicas de nível alto do mar, a linha da costa não coincide com a rebordo continental o qual coincide com a rebordo da bacia, uma vez que a bacia tem uma plataforma continental. Quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia (antigo rebordo continental), o que quer dizer, em condições geológicas de nível baixo do mar, a bacia não tem plataforma continental e, assim, a zona epipelágica adjacente aos continentes não existe. Ela está limitada a parte superior da lâmina de água do mar aberto. É na zona epipelágica, que vai desde o nível do mar até uma profundidade de mais ou menos 200 metros (correspondente à zona eufótica), que o fitoplâncton (algas e plantas microscópicas algas) vive. Ele é o produtor primário dos oceanos, quer isto dizer que o fitoplâncton forma o nível mais baixo da cadeia alimentar oceânica. Utilizando o processo da fotossíntese, ele converte o dióxido de carbono, água e outros nutrientes em carbohidratos simples (hidratos de carbono), fornecendo assim alimento para ele e para organismos superiores. No nível superior da cadeia alimentar pelágica estão os consumidores primários, o zooplâncton (animais microscópicos). Ele alimenta-se de fitoplâncton e, por sua vez, torna-se o alimento de animais de maior tamanho (consumidores secundários), como as sardinhas, arenque, atum, bonito, e outros tipos de peixes e mamíferos aquáticos. No cimo da cadeia alimentar estão os consumidores finais, como as baleias dentadas ( a baleia alimenta-se principalmente de plâncton), etc.
Epipelágico (organismo)...........................................................................................................................................................................................................................Epipelagic
Épipélagique (organisme) / Epipelágico (organismo) / Epipelagic (am Leben sein) / 光合作用 / Эпипелагический (организм) / Epipelagico (essere vivo)
Organismo que vive na zona epipelágica, quer isto dizer no horizonte superior do oceano, o qual se localiza, mais ou menos, entre a superfície do mar e 200 metros de profundidade. É nesta zona, que representa, unicamente 2-3% de todo o oceano, que a fotossíntese é possível.
Ver: « Epipelágica (zona) »
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« Endofauna »
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« Batipelágico »
Há vários intervalos de água desde a superfície até para o fundo do oceano. Aquele onde 90% de todas as formas vida do oceano vive é a zona ou intervalo epipelágico ou zona eufótica. Esta zona, é a qua está mais próxima do Sol e onde se encontram as plantas. Esta zona é a única que tem a luz necessária para que a fotossíntese ocorra. Desde que a luz solar é abundante, esta zona tem muita vida e, particularmente, uma grande variedade de algas. É nela que se encontram plantas com flores e uma grande variedade de algas grandes. Uma outra qualidade única da zona epipelágica é a ausência de sedimentos, uma vez que, fora da plataforma continental, esta zona não tem fundo. Sem sedimentos, não há comedores de depósitos, mas sim um excesso de comedores de suspensão, isto é de organismos que se alimentam da comida que flutua na água. É nesta zona que se encontram alguns dos animais mais familiares do oceano, como o tubarão, atum, medusas, tartarugas marinhas, mas também as baleias azuis, orcas e golfinhos. A maioria dos peixes comuns que os seres humanos consomem são encontrados nesta camada. Como organismos epipelágicos podemos citar, antes de mais (A) Plâncton (organismos que não podem nadar contra a corrente) no qual se pode considerar : (i) Picoplâncton (0,2-2 mm) e Nanoplâncton (2 - 20 μm), a maior parte das bactérias e pequenas algas unicelulares ; (ii) Netplâncton (> 20 μm), que inclui o fitoplâncton grande e todo o zooplâncton ; (B) Fitoplâncton, que é responsável por mais de 95% da fotossíntese dos oceanos e mais de metade da produção primária da Terra ; os organismos principais são as diatomáceas e dinoflagelados, assim como as cianobactérias, que são capazes de fixar azoto, isto é de transformar o azoto inorgânico em azoto orgânico que pode ser usado pelo fitoplâncton ; (C) Protistas ; (D) Zooplâncton e (E) Nécton, isto é, organismos que podem nadar contra uma corrente, como, peixes, lulas, mamíferos marinhos, tartarugas, aves marinhas, etc, que são sobretudo predadores carnívoros, embora alguns comam plâncton ( baleias) ou nécton pequeno.
Epirogénese .................................................................................................................................................................................................................................................Epirogenesis
Épirogénèse / Epirogénesis / Epeirogenesis (Tektonik) / Epeirogeny 口水 (构造) / Эпейрогенез, эпейрогенетическое движение / Epeirogenesis (Tettonica)
Forma de diastrofismo que, segundo certos geocientistas, produziu os grandes componentes dos continentes e oceanos, mas que contrasta com as orogenias (processo mais localizado), as quais produziram as cadeias de montanha. Os movimentos epirogénicos são, principalmente, verticais e afectaram grandes sectores dos continentes, não só os cratões, mas também as cadeias de montanhas estabilizadas, onde produziram a topografia montanhosa actual. As estruturas epirogénicas podem tornar-se orogénicas, mas a maioria delas contrasta fortemente. Sinónimo de Epirogenia.
Ver : « Cratão»
&
« Epirogenia »
&
« Orogenia »
Esta hipótese e termos associados, eram frequentes, nos anos 60, antes do advento da teoria das Placas Tectónica, a qual explica muito melhor as observações, que a epirogénese tentou explicar. A hipótese, que Carey avançou para explicar o diapirismo observado nas margens do Pacífico, baseava-se no facto, que o material vulcânico quente e de baixa densidade, que forma os diapiros, deforma-se de maneira plástica. Ele é mais quente, do que o material circunvizinho que os confina, mas também porque ele é puxado para cima por um material subjacente ascendente muito mais quente. Isto quer dizer, que a ascensão dos diapiros não é, unicamente, induzida pela densidade e viscosidade do material que os constitui. Nas zonas orogénicas, as isotérmicas estão sempre vários quilómetros mais altas do que nas zonas estáveis, devido ao movimento ascendente do material inferior mais quente. Segundo Carey, que é um dos pais da epirogenia, tudo se desloca, verticalmente, e para cima. Para ele, uma vez que o material vulcânico chega à superfície, ele escoa-se, lateralmente, por gravidade, a qual controla as deformações e dobras (assim como o encurtamento por falhas inversas) induzidas pelo movimento vertical e contínuo do material subjacente. Desde que as cinturas orogénicas diapirícas se formam, a crusta torna-se mais fina e quente, à medida que as deformações ocorrem. As deformações em extensão (alargamento, falhas normais), sugerem que a epirogenia se desenvolve nas zonas frágeis da crusta e, que as antigas epirogenias podem ser reactivadas. Para Carey, isto seria o processo que controla a reactivação das antigas orogenias e não os ciclos de Wilson, isto é, as colisões periódicas entre os continentes resultantes da fracturação dos supercontinentes, como sugerido pela teoria da Tectónica das Placas.
Epirogenia...........................................................................................................................................................................................................................Epirogeny, Epeirogeny
Épirogénie / Epirogenia / Epirogeny (Tektonik) / Epirogeny 口水 (构造) / Эпейрогения / Epirogeny (Tettonica)
Forma de diastrofismo que, segundo certos geocientistas, produziu os grandes componentes dos continentes e oceanos, mas que contrasta com as orogenias (processo mais localizado), as quais produziram as cadeias de montanhas. Os movimentos epirogénicos são, principalmente, verticais e afectaram grandes sectores dos continentes, não só os cratões, mas também as cadeias de montanhas estabilizadas, onde produziram a topografia montanhosa actual. As estruturas epirogénicas podem tornar-se orogénicas, mas a grande maioria contrasta fortemente. Sinónimo de Epirogenése e Epeirogénese.
Ver: « Tempo Geológico »
&
« Escala do Tempo (geológico) »
&
« Orogenia »
Antes do advento da teoria da Tectónicas das Placas, isto é, mais ou menos, quando nós estudamos Geologia na Universidade do Porto, a teoria avançada pela maior parte dos geocientistas para explicar determinadas observações geológicas era a epirogenia, a qual, hoje, foi, praticamente, abandonada. A hipótese da epirogenia sugere, que os cratões se teriam formado a partir de complexos vulcânicos por movimentos verticais dos pontos quentes. Como ilustrado, os primeiros magmas teriam ascendido do manto e, provavelmente, eram basálticos (há três tipos principais de magmas, basáltico, andesítico e riolítico). Contudo, à medida que a crusta aumentava de espessura, devido à sobreposição das lavas e depósitos sedimentares, uma fusão parcial teria produzido magmas andesíticos (frequentes, em particular nas zonas de subducção de Benioff). Com o tempo, as ilhas continentais, assim formadas, tornaram-se, pouco a pouco, graníticas. Esta hipótese, que não envolve nenhum movimento das placas tectónicas no crescimento dos cratões, não pode, evidentemente, ser considerada exclusiva e é mesmo contestada pela maioria dos geocientistas. Basicamente, os geocientistas modernos, que adoptaram esta teoria, admitiam que o volume da Terra nunca foi constante, mas que, ao contrário, ele aumentou com o tempo. Para eles, devido ao aumento inicial do volume da Terra, a crusta original fracturou-se e permitiu a ascensão e extrusão, ao longo das fracturas, de material vulcânico profundo. Ao mesmo tempo, a água seria libertada, pouco a pouco, do manto para manter o nível do mar constante. Esta hipótese, que implica, que a força da gravidade variou ao longo da história da Terra, foi refutada por toda uma série de dados de observação.
Epirogénico.........................................................................................................................................................................................................................................................Epirogenic
Épirogénique / Epirogénico / Epirogenic (Tektonik) / 造陆 (构造) / Эпейрогенетический / Epirogenetico (Tettonica)
Adjectivo de epirocratão (cratão de um bloco continental). Um movimento epirogénico é um movimento vertical da superfície terrestre que não é acompanhado de uma deformação significativa dos planos de estratificação. Também se pode escrever epeirogénico (do grego "epeiros" que significa continente).
Ver : « Vulcanismo »
&
« Orogenia »
&
« Subducção do Tipo-A (Ampferer) »
Na superfície da Terra, existem certas áreas, como a ilustrada nesta figura, que se podem explicar como a consequência de um levantamento epirogénico, uma vez que os sedimentos não estão encurtados, isto quer dizer, que os sedimentos não foram submetidos a um regime tectónico compressivo. Quando os sedimentos são submetidos a um regime tectónico compressivo, eles são encurtados e como o esforço efectivo (pressão geostática + pressão hidrostática + vector tectónico) mínimo (σ3) é vertical, naturalmente, produz-se um levantamento, o que em termos de estratigrafia sequencial significa uma descida relativa do nível do mar. Em geral este tipo de levantamento está associado às zonas de fractura importantes da crusta oceânica. Contudo antes, e mesmo depois, do advento da teoria da Tectónica das Placas, certos geocientistas admitiram que o volume da Terra, desde a sua formação, aumentou e que o mecanismo principal foi a epirogenia. Nas reconstruções da Pangéia (supercontinente Pérmico-Triásico), quase todos os geocientistas admitem, actualmente, que o volume da Terra é o mesmo desde a sua formação, isto é, eles admitem que a força da gravidade não variou, de maneira significativa, desde há 4,5 Gy. Assim, quando eles encaixam os continentes uns contra os outros, utilizando os limites das plataformas continentais como referência, eles põem em evidência um grande golfo (Mar de Tétis) na massa continental aglutinada. Certos autores, como Owen, G., (1992), pensam que o volume da Terra, entre 200 e 120 milhões de anos atrás era mais pequeno e que o raio da Terra era 80% do raio actual. Nessas condições, na reconstituição da Pangéia, os continentes encaixam, perfeitamente, uns contra os outros sem nenhuma anomalia, isto é, sem Mar de Tétis ou Mar Paleoárctico. Owen pensa que as dimensões das Terra não foram constantes ao longo dos éons. Por outro lado, ele admite também que nas margens activas do oceano Pacífico, a taxa de subducção da crusta oceânica é insuficiente para satisfazer a lei da conservação da superfície de uma esfera com dimensões constantes.
Época..................................................................................................................................................................................................................................................................................................Epoch
Époque / Época / Epoche (Geologie) / 时代 （地质学) / Эпоха (геология) / Epoca (Geologia)
Divisão do tempo geológico mais curta que um Período e mais longa do que uma Idade. Ex: A época Neocomiano faz parte do período Cretácico.
Ver: « Escala do Tempo (geológico) »
&
« Éon »
&
« Tempo Geológico »
Nesta escala geológica, a última coluna (Tempo %) representa a percentagem do tempo desde cada Período até hoje. O Cretácico representa cerca de 1,6% (5,3-3,7 My) do tempo total da história da Terra, isto é, desde o início do Arqueozóico (que pode ser dividido em Hadeano e Arcaico). As rochas do Cretácico formam três séries: (i) Neocomiano ; (ii) Gálico e (iii) Senoniano. A série Neocomiano foi introduzida por Jules Thurman (1835) a partir dos afloramentos de Neuchâtel (Neocomum), na Suíça. Na região tipo (Neuchâtel), as rochas foram dividas em dois subandares: (a) Valanginiano, formado pelas rochas que afloram ao longo da garganta do rio Seyon, perto da vila de Valangin e (b) Hauteriviano, formado pelas rochas, que afloram entre as vilas de St. Blaise e Hauterive. Alguns autores, como Coquand (1876) consideram ainda um subandar, local, chamado Infravalanginiano ou Berrisiano. Foi durante o Neocomiano, que o supercontinente Pangéia se alongou pela formação de bacia de tipo-rifte e, mais tarde, se fracturou em diferentes continentes, que, actualmente, ocupam uma posição muito diferente. A fracturação e individualização dos continentes não foi síncrona. No Gondwana (continente meridional da Pangéia), por exemplo, a oceanização fez-se do sul para o norte, o que quer dizer, que quando o Oceano Atlântico Sul, ao largo do offshore de Angola, era já bastante largo, ao norte, junto do actual Golfo do Níger, a ruptura da litosfera ainda não se tinha efectuado. Foi também na época Neocomiano, que apareceram as primeiras plantas com flores. Provavelmente, que durante o Neocomiano, as angiospérmicas não eram muito importantes. Elas começaram a fazer parte da flora e tornaram-se dominantes no fim do Cretácico. Naturalmente, o desenvolvimento das flores conduziu imediatamente à sua coevolução com os insectos. No início do Cretácico, começaram a ver-se polinizadores especializados evoluir de diversos clados (grupo de organismos originados de um único ancestral comum) de insectos. Foi na época Neocomiano que os mamíferos evoluíram em clados placentários e marsupiais.
Época Glaciar, Idade Glaciar (origem)..............................................................................................................................................................................................Ice Age
Époque glaciare / Época glaciar (origen) / Eiszeitalter / 冰河時期 / Ледниковый период / Ere glaciale
A radiação do sol é o principal parâmetro que controla o clima da Terra. Qualquer mudança da radiação tem um grande influência na temperatura e, por conseguinte, nas épocas glaciares. Segundo G. Gamov (1950), outras hipóteses podem ser avançadas para explicar as épocas glaciares: (i) Tempestades Solares ; (ii) Quantidade dos Gazes Atmosféricos ; (iii) Actividade Vulcânica ; (iv) Quantidade da Crusta Continental ; (vi) Revoluções das Galáxias ; (vii) Ciclos de Milankovitch, etc.
Ver: « Glaciar »
&
« Ciclo de Milankovitch »
&
« Glaciação »
Esta figura mostra a extensão da glaciação que ocorreu durante o Paleozóico Inicial e a cartografia das estrias glaciares. Estas sugerem: (a) Uma deriva dos continentes e (b) A posição provável do pólo sul (em relação aos continentes). Para explicar as épocas glaciares foi preciso encontrar um mecanismo capaz de reduzir a energia solar recebida pela superfície da Terra, embora não haja nenhuma razão lógica para pensar que o Sol irradiou sempre uma energia constante durante o tempo geológico (as hipóteses astronómicas mais modernas assumem que todas as estrelas, como o Sol, aumentaram a luminosidade com o tempo). A luminosidade do Sol parece ter aumentado entre 30 e 60% durante os últimos 5 Ga. O estudo da superfície do Sol mostra a existência de distúrbios cíclics que aparecem em média todos os 12 anos e que têm, a curto termo, uma influência importante no clima da Terra. As épocas glaciares do Proterozóico podem ter sido induzidas pelo consumo de metano e amoníaco da atmosfera e pelo fim de um efeito de estufa que parece ter tido dominado o Proterozóico Inicial. A formação dos supercontinentes pode explicar as épocas glaciares do Pré-Câmbrico e do Paleozóico Tardio. As outras épocas podem, parcialmente, explicar-se pelo encurtamento e levantamento dos continentes, mas os factores mais, frequentemente, avançados pelos geocientistas são: (i) Tempestades solares (ciclos solares) ; (ii) Quantidade de gases da atmosfera ; (iii) Actividade vulcânica ; (iv) Quantidade da crusta continental ; (v) Explosões das supernovas ; (vi) Revoluções das galáxias e (vii) Ciclos de Milankovitch. Note, que são necessários cerca de 50-100 ky para criar uma idade glaciar, mas só cerca de 10 ky para a destruir. A fusão do gelo não necessita um aumento da temperatura de toda massa oceânica, mas, unicamente, da superfície. Uma deglaciação é mais rápida do que uma glaciação.
Equilíbrio (estado).......................................................................................................................................................................................................................................Equilibrium
Équilibrie / Equilibrio / Equilibrium, Gleichgewicht / 平衡 / Равновесие / Equilibrio
Condição de um sistema no qual as influências concorrentes são equilibrados.
Ver: « Teoria dos Sistemas »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »
O estado de equilíbrio em qualquer sistema depende de factores presentes no sistema, tais como temperatura, pressão e concentração de várias espécies. Esses factores são chamados de variáveis ou parâmetros de reacção. Uma mudança em qualquer um dos parâmetros pode afectar a posição do equilíbrio. A regra geral que pode explicar o efeito de alterações nestes parâmetros sobre o estado de equilíbrio foi formulada por H. Le Chatelier (1885), Braun e F. (1886) e é chamado princípio de Le Chatelier, o qual se pode aplicar aplicar em quase todos os ramos da ciência. O exemplo ilustrado nestes esquemas mostra a formação de falhas normais lístricas, que se desenvolvem, muitas vezes, junto do rebordo continental (quer ele corresponda ou não ao rebordo da bacia), de maneira a equilibrar o sistema desde que um ou vários dos factores do sistema variou. Se considerarmos a progradação (deslocamento para o mar) da ruptura costeira da superfície de deposição de um delta (± a frente de um delta), à medida que o nível relativo do mar sobe em desaceleração (regressão), tudo se passa normalmente até que o ângulo crítico de estabilidade do prodelta (talude do delta) não seja atingido. O delta prograda, tranquilamente, para a bacia. Contudo, desde que o ângulo critico do prodelta é atingido, ou se por qualquer outra razão, geológica ou meteorológica, o equilíbrio da ruptura costeira da inclinação da superfície de deposição for rompido, localmente, desenvolve-se um regime tectónico extensivo. Este regime tectónico, caracterizado por um elipsóide dos esforços efectivos com σ1 vertical, σ2 paralelo à direcção do prodelta e σ3, mais ou menos, perpendicular, o qual cria um certo número de falhas normais que se horizontalizam em profundidade e em direcção da bacia. O alargamento (extensão) sedimentar criado por este regime extensivo é equilibrado pelo desenvolvimento de um regime tectónico compressivo, mais distal, mas praticamente síncrono (em termos geológicos) do primeiro, caracterizado, por um elipsóide dos esforços efectivos com σ_1 horizontal e perpendicular a linha da costa, σ2 paralelo à direcção do prodelta e σ3 vertical. Este regime encurta os sedimentos que deslizaram de montante, o que permite de equilibrar de novo o sistema de deposição.
Equilíbrio Eustático..........................................................................................................................................................................................Eustatic Stillstand
Équilibre eustatique / Equilibrio eustático / Balance eustatischen, Eustatische Stillstand / 平衡海平面 / Эвстатическое равновесие / Equilibrio eustatico
Relação constante entre o nível do mar e a superfície depósito, isto é, quando o nível relativo do mar não varia durante a deposição. Uma tal situação geológica é reconhecida, facilmente, no campo, assim como nas linhas sísmicas, por biséis somitais por sem deposição vertical, i.e., que acreção vertical é insignificante (debaixo da resolução sísmica) ou mesmo nula em relação à acreção lateral.
Ver: « Variação Relativa (do nível do mar) »
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« Curva dos Biséis de Agradação Costeira »
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« Bisel de Agradação »
Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Cáucaso, dois intervalos sedimentares progradantes (intervalo 2 e intervalo 5) são caracterizados por uma configuração interna com biséis somitais (ou superiores) sem deposição. Este tipo de terminação dos reflectores, que, muitas vezes, é difícil de diferenciar dos biséis somitais por erosão, sugere uma estabilidade do nível do mar relativo durante a deposição. Como não há agradação, isto é, criação de espaço disponível para os sedimentos (induzido por uma subida relativa do nível do mar), os sedimentos transportados para a linha da costa são obrigados a depositar-se por simples acreção lateral. Esta acreção lateral desloca a linha da costa para o mar sem deslocamento vertical, nem para cima, nem mar baixo. A geometria dos reflectores, dentro destes dois intervalos é característica das progradações oblíquas sem deposição vertical, quer isto dizer, que não existe erosão ou que ela é mínima (inferior à resolução sísmica). Nas linhas sísmicas, assim como, no campo, a diferenciação entre progradações oblíquas e sigmóides é fácil. As primeiras não têm agradação (acreção vertical), enquanto que as segunda têm uma agradação vertical, embora ela seja muito menos importante do que a progradação (acreção lateral). A diferenciação entre biséis somitais por sem deposição e por truncatura (erosão) pode, em certos casos, não ser evidente. Quando a erosão é óbvia, os geocientistas falam de biséis somitais por truncatura ou por erosão. Quando não há erosão, isto é, quando as zonas de trânsito sedimentar e os períodos de estabilidade eustática são predominantes, como parece ser o caso nesta tentativa de interpretação durante os intervalos sedimentares 2 e 5, os biséis somitais são por sem depósito. Embora nesta região, os regimens tectónicos compressivos sejam, globalmente predominantes, nesta tentativa, o comportamento subhorizontal dos paquetes sedimentares e das progradações oblíquas sugerem que a eustasia foi o factor principal da acomodação.
Equilíbrio Geostrófico...............................................................................................................................................................Geostrophic Equilibrium
Équilibre géostrophique / Equilibrio geostrófico / Geostrophische Gleichgewicht / 地转平衡 / Геострофический баланс / Equilibrio geostrofico
Estado de movimento de um fluído ideal (fluído não viscoso, caracterizado por forças de superfície perpendiculares aos os limites de cada elemento), no qual a força de Coriolis equilibra exactamente a força de pressão horizontal em todos os pontos. Durante um ciclone, por exemplo, em latitudes extratropicais, a atmosfera, frequentemente, aproxima-se de um estado de equilíbrio geostrófico.
Ver: « Efeito de Coriolis »
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« Geostrófica (corrente) »
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« Geostrófico (vento) »
Na atmosfera e no oceano, a grande escala e fora dos limites (superfície, costa) e do equador, os termos dominantes na equação do movimento horizontal do ar ou da água são: (i) A força de Coriolis e (ii) A força causada pelo gradiente de pressão horizontal (diferença de pressão entre dois pontos). O balanço geostrófico, que pressupõe um equilíbrio entre estas duas forças (Coriolis e gradiente de pressão horizontal), é uma aproximação razoável: f ug =1ρ ∂p∂ x-f ug=1 ρ∂p ∂y. Nesta equação p é a pressão, ρ a densidade, f o parâmetro de Coriolis, ug e vg os componentes (geostróficos) da velocidade nas duas direcções horizontais. O parâmetro de Coriolis f é igual a 2 Ωsin φ, onde Ω é a velocidade angular da Terra e φ a latitude. O parâmetro de Coriolis f é positivo no Hemisfério Norte e negativo no hemisfério sul. Quando este equilíbrio é alcançado, o fluído está em equilíbrio geostrófico. Conhecendo a distribuição da pressão horizontal, a velocidade horizontal pode ser computada. O equilíbrio geostrófico explica porque é que o vento é no sentido do movimento dos ponteiros do relógio à volta de uma alta pressão no Hemisfério Norte, como ilustrado nesta figura, e no sentido contrário à volta de uma baixa pressão. O vento, que se desloca de uma alta para baixa pressão afim de anular a diferença de pressão, devido ao efeito de Coriolis, é desviado para a direita, no hemisfério norte, à medida que ele vem da alta pressão. Quando o vento se aproxima da baixa pressão ele é desviado para a esquerda produzindo uma movimento no sentido contrário dos ponteiros de um relógio à volta do centro da baixa pressão. Os ventos que deslocam-se das altas para as baixas pressões sob a influência da força de Coriolis são os ventos geostróficos. As baixas pressões atmosféricas e as correntes oceânicas convergentes tendem a elevar de ±1 metro a superfície do nível do mar. Ao contrário, as altas pressões atmosféricas e as correntes divergentes tendem a baixar o nível do mar de ± 1 metro. Devido ao efeito de Coriolis, a água, que se escoa dos altos para os baixos não flui ao longo do declive máximo, mas ao longo das linhas de contorno. São estas correntes que o geocientistas chamam correntes geostróficas.
Equinócio.........................................................................................................................................................................................................................................................................Equinox
Équinoxe / Equinócio / Äquinoktium / 晝夜平分點 / Равноде́нствие / Equinozio
Posição da Terra, quando a inclinação do eixo de rotação (da Terra) é tal que os raios solares são perpendiculares ao equador (ponto da órbita que atingido quando o Sol é ao zénite sobre o equador). O termo equinócio, que vem do latin ("aequus"- igual e "nox" -noite) e significa "noites iguais", i.e., o momento em que o dia e a noite duram o mesmo tempo.
Ver: « Ciclo de Milankovitch »
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«Teoria Astronómica dos Paleoclimas »
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« Precessão dos Equinócios »
Do ponto de vista astronómico, um equinócio é quando a Terra está localizada em um dos nós da sua órbita, isto é, uma das duas intersecções entre a órbita e o plano da eclíptica. O eixo da Terra está inclinado cerca de 23,44° a partir do plano de sua órbita. Durante de metade do ano, o hemisfério norte da Terra está inclinado na direcção do Sol, enquanto que a orientação é a favor do seu hemisfério sul, durante a outra metade. Durante o equinócio, os dois hemisférios estão igualmente de frente para o Sol, que está localizado, directamente, acima do equador. Os pólos Norte e Sul estão igualmente situados nesse instante sobre o terminador, e o dia e a noite dividem exactamente os dois hemisférios. Do ponto de vista geocêntrico, um equinócio ocorre quando o Sol alcança uma das duas intersecções entre eclíptica e o equador celeste. A sua declinação é nesse momento zero. O Sol não é um único ponto de luz visto da Terra, o tempo total para que ele permanece acima do Equador é atingido em 33 h. A data do equinócio pode ser determinada observando o nascer do Sol, em relação ao ponto situado todo a Este (ou do a Oeste do pôr do sol). O equinócio da primavera ocorre no dia em que o Sol deixa de nascer ao Sul desse ponto, para se levantar ao Norte (mutatis mutandis para o pôr do sol, e / ou para o equinócio de outono). O momento exacto pode ser apreciado a partir do azimute solar em dois nasceres do sol consecutivos, interpolando o momento onde o Sol passa no azimute 90° (ou 270° para o pôr do sol). Costuma-se dizer que no equinócio, o Sol nasce a Este e põe-se a Oeste, mas isto é apenas aproximadamente correcto. Esta regra não entra em linha de conta com os movimentos do Sol durante o dia. O Sol não pode levantar-se exactamente a Este, que se ele se levanta no momento exacto do equinócio, o que é o caso ao longo de um meridiano, mas no tempo em que o Sol se põe, doze horas mais tarde, a sua declinação terá variado ligeiramente (um quinto de grau). Assim, ele não se deitará exactamente a Oeste. Contudo, a diferença não é muito sensível para uma observação corrente, isto cerca de um terço de grau de azimute , para as latitudes da ordem de 45°.
Equivalência Tempo (por continuidade) .........................................................................................................................................Time equivalence
Équivalence temps (par continuité) / Equivalencia tiempo (por continuidad) / Zeit Gleichwertigkeit (von Kontinuität) / 时间相当于（连续性） / Временная эквивалентность (непрерывность) / Tempo equivalente (per continuità)
Processo de estabelecer correlações, em tempo, pela continuidade e sincronismo das camadas de referência depositadas em pequenos intervalos de tempo. Este método é utilizado quando não há intervalos intermediários (passagens laterais de fácies) entre duas formações geológicas por ausência de afloramentos ou pela existência de um corte topográfico.
Ver: « Corte geológico »
&
« Camada de Referência »
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« Secção Palinspática »
Neste esquema, estão representadas duas correlações em tempo. No esquema da esquerda, as camadas superiores (C) são as mesmas, assim como as camadas inferiores (A). As camadas intermediárias, isto é, as camadas ou intervalos B e B,' têm uma fácies diferente, isto é, uma litologia diferente. Como as camadas B e B' estão enquadradas por dois intervalos sedimentares cronostratigráficos, o mais provável é que elas sejam equivalentes (da mesma idade), uma vez que a mudança de litologia é contínua e progressiva (equivalência tempo por mudanças de fácies). No esquema da direita, onde a equivalência tempo é por hiato duplo, a mudança de fácies faz-se de maneira totalmente diferente. O intervalo B desaparece, lateralmente, por biselamento, ao mesmo tempo que um novo intervalo (intervalo C) se deposita em agradação sobre o primeiro. Em termos de estratigrafia sequencial, estas duas equivalências tempo correspondem a histórias geológicas completamente diferentes. A primeira equivalência é típica: as mudanças de fácies dentro de um cortejo sedimentar, ao longo do qual, os diferentes sistemas de deposição (litologia e fauna associada) são síncronos, geneticamente ligados e estão associadas lateralmente. A segunda equivalência tempo, implica uma discordância, isto é, uma superfície de erosão induzida por uma descida relativa do nível do mar, entre o intervale B e o intervalo C. Isto quer dizer, que o intervalos B e C pertencem a dois ciclos estratigráficos diferentes intercalados entre os intervalos A e D. Provavelmente, no esquema da esquerda (equivalência tempo por mudança de fácies) existem três ciclos estratigráficos, provavelmente ciclos-sequência, enquanto que no esquema da direita, existem pelo menos quatro ciclos. Todo o ciclo estratigráfico, qualquer que seja a sua hierarquia é sempre limitado entre duas discordâncias, ao longo das quais se biselam (ou acunham) a rochas-reservatório potenciais, quer elas sejam de baixo ou alto nível do mar.
Equivalência Tempo (por interdigitação)..........................................................................................................................................Time equivalence
Équivalence temps ( par interdigitation) / Equivalencia tiempo (por interdigitación) / Zeit Gleichwertigkeit (Verzahnung) / 等价（interdigitation) / Временная эквивалентность (взаимное проникновение) / Tempo equivalente (interdigitazione)
Processo de estabelecer correlações tempo entre estratos utilizando as suas interdigitações.
Ver: « Corte geológico »
&
« Camada de Referência »
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« Secção Restaurada »
Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia (offshore Este da ilha de Bornéu), dentro dos ciclos estratigráficos, as correlações entre os diferentes fácies (litologias) são equivalências tempo por interdigitação. Os intervalos sísmicos são limitados por discordâncias, induzidas por descidas relativas do nível do mar. A diferença de idade entre duas discordâncias consecutivas é quase sempre inferior a 3-5 My (milhões de anos), o que quer dizer, que os intervalos sísmicos foram depositados durante ciclos eustáticos de 3a ordem (tempo de duração entre 3-5 My). Assim, é mais que provável, que a maior parte desses intervalos correspondam a ciclos-sequência. Numa primeira fase da tentativa de interpretação diferenciaram-se os cortejos sedimentares de nível alto (CNA) e nível baixo (CNB), o que permitiu de individualizar os diferentes rebordos da bacia, que, praticamente, são coincidentes com o limite superior do talude continental. A esta escala (tomando em linha de conta a escala horizontal), é, praticamente, impossível de mapear as interdigitações entre os cortejos de alto e baixo nível do mar ou, por outras palavras, é difícil de individualizar os períodos durante os quais a bacia tinha uma plataforma continental (cortejo transgressivo). Quando a ruptura costeira da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) não coincide com o rebordo continental, existe uma plataforma e as condições são de nível alto (do mar). É fácil de verificar, que, função da taxa de subida relativa do nível do mar, em certas épocas, a agradação (acreção vertical) era importante e que, em outras, a progradação (acreção lateral) era, largamente, predominante. Durante os períodos de forte agradação (quando a bacia tem uma plataforma) o rebordo continental é sublinhado por bioermas (construções carbonatadas). Nos cortejos de nível alto, a individualização do cortejo transgressivo (CT) e do prisma de nível alto (PNA), permite mapear as interdigitações entre as areias de frente do delta e as rochas argilosas do prodelta, assim com as interdigitações entre os siltitos da planície deltaica e as areias de frente do delta. Teoricamente estas interdigitações são fáceis de prognosticar, uma vez que um cortejo sedimentar é constituído por uma associação lateral de sistemas de deposição, isto é, de diferentes litologias e faunas.
Equivalência Tempo (por estratótipo)................................................................................................................................................Time equivalence
Équivalence temps (par stratotype) / Equivalencia tiempo (por estratótipo) / Zeit Gleichwertigkeit (Stratotyp) / 等效时间（层型剖面） / Временная эквивалентность (стратотип) / Tempo equivalente (stratotipo)
Método de determinar a idade dos estratos demonstrando, por continuidade lateral, a sua equivalência tempo com um estratotipo.
Ver: « Corte geológico »
&
« Estratótipo »
&
« Secção Restaurada »
Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore este da Indonésia, a calibração (idade) das principais discordâncias foi feita em relação à idade dos estratotipos e à assinatura estratigráfica do Neogénico, proposta por P. Vail e seus estudantes (Universidade de Rice, Houston, EUA). O mapa de localização (canto inferior direita da figura), mostra que esta linha sísmica ilustra a colisão da margem divergente (tipo-Atlântico) da Austrália com um arco vulcânico. A geometria e configuração interna dos intervalos sísmicos considerados nesta tentativa de interpretação, devem correlacionar com as observadas no offshore da Austrália. A discordância SB. 129 Ma (± Valanginiano) corresponde, provavelmente, à ruptura da Pangéia. Ela separa as bacias do tipo-rifte, que se desenvolveram durante o alongamento da litosfera (antes da ruptura) da margem divergente sobrejacente. Dentro da margem divergente, a calibração é muito fácil, uma vez que assinatura estratigráfica é, perfeitamente, conhecida. Ela corresponde ao ciclo de invasão continental posterior à Pangéia, o qual é constituído por duas grandes fases sedimentares. A inferior, é a fase transgressiva, a qual está separada da fase superior (fase regressiva) por uma superfície da base das progradações (SPB. 91,5 Ma), isto é, pela superfície de inundação máxima cuja idade é de 91,5 milhões de anos atrás. A fase transgressiva tem uma geometria retrogradante. Ela, globalmente, aumenta de espessura para o continente. A fase regressiva tem uma geometria progradante, o que implica que a espessura aumenta em direcção da bacia antes de desaparecer por biselamento sobre a crusta oceânica nas partes distais da margem. Todos os geocientistas sabem, que o intervalo Cretácico posterior ao Cenomaniano-Turoniano é regressivo e que a grande discordância entre o Mesozóico e o Cenozóico é a SB. 68 Ma. É, relativamente, fácil de reconhecer nesta tentativa de interpretação a SBP. 91,5 Ma e SB. 68 Ma. A SB. 116,5 Ma (Barremiano) é igualmente evidente. A calibração das discordâncias do Cenozóico (maior parte da fase regressiva), foi feita com base na assinatura estratigráfica do Cenozóico.
Era.....................................................................................................................................................................................................................................................................................................................Era
Ère / Era / Zeit / 时代 / Эра / Era
Divisão do tempo geológico mais curta que o Éon e maior que um Período. A Era Paleozóica é no Fanerozóico e inclui, entre outros, o Período Devónico.
Ver: « Tempo Geológico »
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« Escala do Tempo (geológico) »
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« Éon »
A era Paleozóico corresponde a cerca de 7,4 % da idade de Terra (4,5 Ga), isto cerca, de 346 Ma. O Paleozóico é formado por seis períodos (unidade geocronológica ou unidade tempo): (i) Câmbrico ; (ii) Ordovícico ; (iii) Silúrico ; (iv) Devónico ; (v) Carbonífero e (vii) Pérmico. As rochas que formam estes sistemas (unidades estratigráficas) depositaram-se em associação com o primeiro ciclo eustático de 1a ordem (tempo de duração superior a 50 My) do Fanerozóico, e formam o ciclo de invasão continental pós Protopangéia (Pré-Câmbrico) ou Rodínia. Nos ciclos de invasão continental podem pôr-se em evidência duas grandes fase sedimentares: (a) Uma fase transgressiva, na base e (b) Uma fase regressiva. A fase transgressiva é criada pela subida eustática induzida pela dispersão dos continentes formados pela ruptura do supercontinente, uma vez que a formação de cadeias oceânicas (dorsais oceânica) diminui o volume das bacias oceânicas (assumindo que o volume de água é constante desde a formação da Terra). A fase regressiva, ao contrário, é criada pela descida eustática (não confundir descida eustática com descida relativa do nível do mar) induzida pela agregação dos continentes para formar um novo supercontinente (diminuição do volume das bacias oceânica por subdução da crusta oceânica ou pelas colisões entre os continentes). Globalmente, a fase regressiva tem uma geometria retrogradante (aumento da profundidade da água de deposição), enquanto que a fase regressiva tem uma geometria progradante (diminuição da profundidade da água de deposição). O limite entre as duas fases corresponde ao máximo eustático durante o qual, em geral, as condições geológicas são favoráveis à deposição de rochas argilosas marinhas ricas em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais). Nenhum geocientista fica surpreendido por encontrar rochas-mãe marinhas no Silúrico (em associação com a superfície da base das progradações maiores), nem por encontrar, nos sistemas da base do Paleozóico, uma predominância de rochas marinhas, enquanto que à partir do Devónico, como a profundidade da água de deposição diminui, uma predominância de rochas parálicas (depositadas a montante da linha da costa) e não-marinhas.
Eratema..............................................................................................................................................................................................................................................................................Erathem
Érathème / Eratema / Erathem / 界 / Эратема / Eratema
Equivalente cronostratigráfico de uma Era. Um eratema é composto por um grupo de sistemas. Os nomes dos eratemas foram escolhidos para realçar as grandes mudanças do desenvolvimento da vida na Terra : (i) Paleozóico (vida antiga) ; (ii) Mesozóico (vida intermediária) ; (iii) Cenozóico (vida recente).
Ver: « Tempo Geológico »
&
« Era »
&
« Enotema »
Nesta figura estão representadas as unidades cronostratigráficas, isto é, os conjuntos de rochas, que se depositaram durante as unidades geocronológicas (tempo geológico). Na história geológica do Fanerozóico consideram-se três grandes eras: (i) Paleozóico ; (ii) Mesozóico e (iii) Cenozóico, que são representadas por unidades estratigráficas (conjuntos de rochas) que formam três eratemas (Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico). Como durante o Fanerozóico houve, unicamente, dois ciclos eustáticos de 1a ordem e não três (há, unicamente, dois supercontinentes: (a) Protopangéia, no fim do Pré-Câmbrico e (b) Pangéia, no fim Paleozóico). Na estratigrafia sequencial, muitos geocientistas preferem considerar dois eratemas: (i) Paleozóico e (ii) Meso-Cenozóico. Assim, o eratema Meso-Cenozóico corresponde ao ciclo de invasão continental pós-Pangéia, o qual foi induzido por um ciclo eustático de 1a ordem (tempo de duração superior a 50 My) criado pela dispersão e aglutinação dos continentes resultantes da fracturação da Pangéia. Assumindo que a quantidade de água, sob todas as suas forma (liquida, sólida e gasosa) é constante desde a formação da Terra, isto é desde há cerca de 4,5 Gy, o volume das bacias oceânicas aumenta durante a dispersão dos continentes (formação das dorsais oceânicas) e por conseguinte o nível do mar sobe (nível eustático). Ao contrário, o nível eustático desce quando as colisões entre as placas litosféricas e a subducção da crusta oceânica fazem aumentar o volume das bacias oceânicas. Isto quer dizer, que durante a fase transgressiva do Meso-Cenozóico, as rochas predominantes são marinhas, enquanto que durante a fase regressiva, isto é, a partir da superfície de máxima inundação (Cenomaniano-Turoniano), com a qual estão associadas as rochas-mãe marinhas potenciais, as rochas predominantes são parálicas (depositadas a montante da linha da costa) e não-marinhas. A primeira fase tem um geometria retrogradante e a segunda progradante.
Erg ......................................................................................................................................................................................................................................................................................................................Erg
Erg / Erg / Erg (Sahara) / 沙漠 / Эрг (география) / Erg (deserto)
Larga região, conhecida como “mar de areia ” ou “mar de dunas”, composta por dunas de areia transporta pelo vento. Estritamente falando, um erg é definido como uma área do deserto que contêm mais de 125 km2 de areia eólica e na qual a areia cobre mais que 20% da superfície. O maior e mais quente deserto do mundo é o Sahara (9 000 000 km2 ), o qual tem vários ergs como, por exemplo, o Erg Chech na Argélia. A grande maioria dos desertos têm ergs, mais ou menos, importantes.
Ver: « Deserto »
&
« Bacia por Deflação »
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« Erosão »
O deserto do Sahara, o qual se localiza perto da fronteira da Argélia com a Líbia, com mais ou menos 9 000 000 km2 , contém vários ergs como o ilustrado nesta figura. Os ergs estão, sobretudo, concentrados em duas cintura limitadas entre 20° e 40° de latitude Norte e entre 20°e 40° de latitude Sul, as quais incluem regiões, que são atravessadas por ventos muito secos. Os ergs activos estão limitados às regiões que recebem, em média, menos de 150 mm de chuva por ano. Os mares de areia ou campos de dunas ocorrem a catavento de regiões muito secas de areia solta como os rios temporários secos (que contêm água, unicamente,e durante as chuvas), deltas, planícies de inundação, planícies fluvioglaciares, lagos secos e praias. Quase todos os ergs importantes estão localizados a catavento de rios temporários em áreas que são secas demais para suportarem uma cobertura de vegetação extensiva e que, por isso, estão sujeitas a uma longa e contínua erosão. A areia proveniente de tais áreas migra segundo a direcção do vento e constrói grandes dunas, cujo movimento é parado ou retardado por barreiras topográficas ao escoamento do vento ou pela convergência dos escoamentos. Os ergs e campos de dunas podem migrar na direcção do vento centenas de quilómetros a partir da fonte da areia, o que requere um grande período de tempo. A grande maioria dos autores pensa que pelo menos um milhão de anos foi necessário para construir dunas importantes como as encontradas na Península Arábica, Norte da África e Ásia Central. Importantes mares de areia (ergs) de grandes dimensões e com uma importante espessura podem acumular-se em bacias estruturais e topográficas subsidentes, como, é o caso do mar de areia de Murzuk (SO da Líbia), que sublinha perfeitamente a subsidência da bacia cratónica de Murzuk (Paleozóico).
Erosão..........................................................................................................................................................................................................................................................................................Erosion
Érosion / Erosión / Erosion / 侵蚀 / Эрозия / Erosione
Processo pelo qual pequenas partículas de rocha e solo se separam da sua localização original e são transportadas pela acção de agentes erosivos geológicos (água, vento e gelo), em resposta à acção da gravidade ou organismos vivos (bioerosão).
Ver: « Descida Relativa (do nível do mar) »
&
« Ciclo de Davis »
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« Discordância »
A erosão diferencia-se da meteorização (processo de transformação químico ou físico dos minerais e das rochas), embora os dois processos possam ser simultâneos. Para que haja erosão, é necessário, que as rochas sejam expostas aos agentes erosivos. Desde que um intervalo sedimentar é fossilizado ou coberto por um mais recente, o primeiro, tendo sido enterrado, fica protegido da erosão. Para haver erosão (total ou parcial) de um determinado intervalo sedimentar é necessário, que ele aflore, quer na superfície terrestre ou no fundo do mar. Isto quer dizer, que, em geral, tem que haver uma descida relativa do nível mar, isto é, uma diminuição significativa do espaço disponível para os sedimentação (acomodação). Uma descida relativa do nível do mar é o resultado da acção combinada da tectónica (subsidência ou levantamento) e da eustasia. Certos geocientistas consideram que um levantamento corresponde a uma subsidência negativa. Para eles a subsidência pode ser positiva (alargamento sedimentar, extensão) ou negativa (encurtamento sedimentar, compressão). Ela pode actuar no mesmo sentido ou em sentido contrário ao da eustasia. Desde que há uma descida relativa do nível do mar cria-se uma superfície de erosão (discordância), que será fossilizada desde que o nível relativo do mar começar a subir, o que implica quase sempre deposição. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da China, é evidente que existem três grandes superfícies de erosão. Elas correspondem a três discordâncias, que limitam ciclos estratigráficos e que foram reforçadas pela tectónica, que os geocientistas chamam discordâncias angulares. As discordâncias (superfícies de erosão) não reforçadas pela tectónica são mais difíceis de identificar. Nesta tentativa, todos os limites entre os intervalos sísmicos considerados correspondem a superfícies de erosão (discordâncias). Contudo, a erosão só é evidente em certas zonas da bacia, quer próximo do rebordo da bacia, quer na planície costeira quando a linha sísmica intersecta o preenchimento de um vale cavado.
Erosão Submarina................................................................................................................................................................................................Submarine Erosion
Érosion sous-marine/ Erosión submarina / Submarine Erosion, Erosion unter - marine / 海底侵蚀 / Подводная эрозия / Erosione sottomarina
Erosão debaixo de água, por exemplo, em águas rasas, devido à acção das ondas. Em condições de tempestade, a base das ondas não ultrapassa 10-20 m de profundidade. Em grande profundidade, as correntes turbidíticas e correntes de fundo (contraste de densidade) são a causa, mais frequente, da erosão submarina, a qual pode remobilizar, totalmente, os sistemas de deposição profunda.
Ver: « Descida Relativa (do nível do mar) »
&
« Corrente de Turbidez »
&
« Canhão Submarino »
Nesta tentativa de interpretação geológica de um detalhe de uma linha sísmica do Mar do Norte, está ilustrada uma erosão submarina num ambiente profundo. Isto é relativamente raro, uma vez que teoricamente, nos ambientes profundos, onde os depósitos turbidíticos são largamente predominantes, os ciclos estratigráficos não são limitados por discordâncias (superfícies de erosão), mas por conformidades correlativas, isto é, por superfícies, que correlacionam a montante com as discordâncias. Uma descida relativa do nível do mar significativa exuma todos os ambientes situados a montante do limite superior do talude continental (o qual pode coincidir com o rebordo da bacia), onde os agentes erosivos vão actuar. Nas partes mais profundas do talude e sopé continental, não há erosão associada à descida relativa do mar. Se por acaso, as relações geométricas e terminações dos reflectores sugerem uma erosão submarina esta é, certamente, induzida por qualquer coisa de outro que uma descida relativa do nível do mar. Nesta tentativa de interpretação, a erosão dos cones submarinos de bacia, provavelmente, foi provocada pela acção de correntes de contorno, que se escoam, paralelamente, ao talude do sopé em resultado do balanço entre as forças gravitárias e o efeito de Coriolis. Estas correntes erodiram, parcialmente, os cones submarinos. A areia erodida foi depositada, não muito longe da fonte, sob a forma de contornitos. A configuração interna dos cones submarinos de bacia é, praticamente paralela e, mais ou menos, subhorizontal ou ligeiramente ondulada, enquanto que a configuração interna dos contornitos é paralela, mas os reflectores internos inclinam fortemente (cerca de 15° par Este nest exemplo). Um critério que permite testar esta interpretação (contornitos) é o estudo mineralógico dos testemunhos de sondagem. Os contornitos não têm matriz argilosa, o que não é o caso dos testemunhos dos cones submarinos de bacia. Por outro lado, os contornitos são muito ricos em minerais pesados (zircão, alanite, etc.)
Escala....................................................................................................................................................................................................................................................................................................Scale
Échelle / Escala / Skala / 规模 / Шкала, масштаб / Scala
Relação entre a distância, entre dois pontos, num mapa e a distância real, entre os dois pontos, no terreno.
Ver: « Mapa »
&
« Mapa Geológico »
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« Linha Sísmica »
A escala pode ser expressa de três maneiras: (i) Numericamente, como uma relação ou uma fracção, como, por exemplo, 1:100 000 ou 1-100 000 ; (ii) Verbalmente, como, por exemplo, "um centímetro para uma quilómetro" (nunca diga "um centímetro equivale a um quilómetro") e (iii) Graficamente, marcando as distâncias numa linha de referência. O último método tem a vantagem de que a escala permanece verdadeira mesmo se o mapa é ampliado ou reduzido, quer manual quer mecanicamente. O primeiro método é, particularmente, útil uma vez que qualquer unidade de medida pode ser utilizada. Por exemplo, se alguém usa unidades métricas, uma escala de 1:100000 significa que um centímetro no mapa representa um quilómetro da superfície da Terra (uma vez que 100 mil centímetro equivale a 1 km). Quanto mais o tamanho de um objecto num mapa se aproxima do tamanho real do objecto na superfície da Terra, maior é a escala do mapa. Um mapa a grande escala, geralmente, mostra mais detalhes do que um mapa a pequena escala, mas cobre uma área mais pequena do que um mapa a pequena escala do mesmo tamanho. Nesta tentativa de interpretação de uma linha sísmica do offshore na Noruega, a escala horizontal está exprimida, graficamente, no canto inferior direita, onde a linha de amostra (em branco) representa 20 km. A escala vertical desta tentativa de interpretação é em tempo (milisegundos, tempo duplo, isto é, tempo de ida e volta das ondas sísmica). O comprimento total desta linha sísmica está representado, graficamente, numa carta do Mar do Norte (não representada nesta figura). Nas linhas sísmicas, a escala horizontal é quase sempre representada de maneira gráfica, o que permite aos geocientistas de a ampliar ou de reduzir. A escala, em zoologia e paleontologia, é dada pelo tamanho de que qualquer osso ou das escamas da pele de um animal. Nos peixes, onde o principal componente das escamas é osso, e elas se formam directamente na membrana da pele, à medida que o peixe cresce, o número de filas de escamas, assim como o tipo, permitem a identificação de uma espécie (o crescimento das escamas é marcado por anéis, o que ajuda a determinar a idade do peixe).
Escala do Tempo (geológico)...................................................................................................................................................................Geologic Time Scale
Échelle du temps (géologique) / Escala de tempo (geológico) / Geologische Zeitskala / 地质年代 / Геохронологическая шкала / Scala dei tempi geologici
Divisão da história geológica em: (i) Éons ; (ii) Eras ; (iii) Períodos ; (iv) Épocas e (v) Idades, determinados a partir da estratigrafia e da paleontologia.
Ver: « Tempo Geológico »
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« Éon »
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« Datação Radiométrica »
O Fanerozóico representa o tempo durante o qual a maioria dos organismo macroscópicos, algas, fungos, plantas e animais viveram. Inicialmente, pensava-se que o Fanerozóico coincidia com o início da vida. Este éon coincide com o aparecimento de animais, que desenvolveram um esqueleto externo, como, por exemplo, as conchas e outros animais, mais recentes, que formaram um esqueleto interno, como os elementos ósseos dos vertebrados. O tempo antes do Fanerozóico é em geral chamado Pré-Câmbrico, que é qualificado de éon ou era, função dos geocientistas. Certos autores dividem o Pré-Câmbrico em três eras: (i) Hadeano ; (ii) Arcaico e (iii) Proterozóico. O Fanerozóico é formado por três eras: (a) Paleozóico ; (b) Mesozóico e (c) Cenozóico. A terminação "zóico" significa animal, assim como "Paleo" significa antigo, "Meso" médio e "Ceno" recente. Estas divisões reflectem as grandes mudanças na composição das antigas faunas, sendo cada uma delas caracterizada por um grupo particular de animais. Muitas vezes, o Cenozóico é chamado "Idade dos Mamíferos, como o Mesozóico é chamado "Idade dos Dinossauros" e o Paleozóico "Idade dos Peixes". Evidentemente, que isto é uma superssimplificação, uma vez que, por exemplo, no Mesozóico viveram muitos outros animais além dos Dinossauros, como mamíferos, tartarugas, crocodilos, rãs e, sobretudo, um número extremamente grande de variedades de insectos. Por outro lado, houve muitos tipos de animais que viveram no passado e que hoje não existem. As antigas floras, também sofreram muitas mudanças e não, necessariamente, ao mesmo tempo que os animais. Se nós tivéssemos a possibilidade de viajar até ao Arcaico (nesta escala do tempo o Arqueozóico e o Arcaico não são sinónimos) seria difícil de pensar que estávamos no mesmo planeta que hoje habitamos. Nesta altura, a atmosfera era muito diferente da que hoje respiramos. Ela era, principalmente, formada por metano e amoníaco e outros gases tóxicos para a grande maioria dos seres vivos do nosso planeta. Foi nesse tempo, que a superfície da Terra começou a arrefece,r suficientemente, para que as rochas e as placas litosféricas começassem a formar-se.
Escarpa (falésia)........................................................................................................................................................................................................................................................................Cliff
Escarpement (falaise) / Escarpa / Bruchstufe /崖 / Крутой спуск (уступ) / Scarpata
Forma particular de vertente costeira, abrupta ou com um declive forte (15° a 90°), em regra talhada em rochas coerentes, pela acção dos agentes marinhos (ondas e correntes) ou pela acção conjunta de agentes morfogénicos marinhos continentais e biológicos (Moreira, 1984).
Ver: « Arriba »
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« Praia-Baixa »
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« Acção das Vagas (mar calmo) »
As falésias são os elementos mais característicos das zonas costeiras. Elas formam-se pela acção combinada da erosão e meteorização. A meteorização actua, de preferência, na parte superior da falésia e a erosão desgasta, sobretudo, a base da falésia (sapa). As falésias abruptas formam-se quando as rochas são mais duras. A altura é, obviamente, determinada pela diferença entre o nível o mar e o nível da terra. As rochas duras erodem-se e alteram-se lentamente e quanto menos fracturadas elas são mais elas resistem aos agentes erosivos. As rochas eruptivas, como, por exemplo, o granito e o basalto formam falésias abruptas e rugosas como é o caso nas costas do Atlântico Norte. As rochas menos duras, como, por exemplo, as rochas argilosas e arenitos erodem-se mais facilmente e formam falésia menos inclinadas, embora isto não seja uma regra geral. A importância e geometria das falésias nas rochas sedimentares depende da inclinação dos estratos, i.e., se eles inclinam na direcção do mar ou em direcção do continente. Neste esquema, estão ilustrados os principais elementos morfológicos de um litoral, onde se pode reconhecer: (i) Falésia ou Arriba, que marca a vertente costeira ; (ii) Sapa, formada pela acção erosiva das ondas de tempestade e que se localiza na base da falésia, a montante da ante-praia ; (iii) Antepraia, que é a zona limitada, a montante, pela falésia e, a jusante, pelo nível da maré alta ; (iv) Bermas da antepraia, isto é, os patamares (as partes mais ou menos horizontais) dos degraus formados pela acção das vagas ; (v) Praia-baixa, que corresponde a zona do fundo do mar limitada entre o nível da maré alta e as barras e baixos que delimitam a rampa (a montante) ; (vi) Praia intermareal, que é a zona mais a montante da praia-baixa e que, como o seu nome indica, corresponde a zona limitada pelos níveis da maré alta e baixa ; (vii) Barras e Baixos, que separam a praia-baixa da rampa e (viii) Rampa, que é a zona do fundo do mar da praia-baixa, a jusante das barras e baixos, e que é caracterizada por um aumento substancial do declive do fundo do mar.
Escarpa de Praia............................................................................................................................................................................................................................Beach Scarp
Escarpement de plage / Escarpa de playa / Strand Steilhang / 海滩崖 / Береговой уступ / Scarpata di spiaggia
Abrupto do degrau que separa a praia-média da praia-baixa. Escarpa formada ao longo da praia devido à erosão. Durante os períodos de erosão, a crista de berma é substituída pela migração da escarpa de praia (em direcção da terra). A berma é, progressivamente, cada vez mais estreita à medida que a superfície do degrau aumenta. Sinónimo de Arriba de Praia.
Ver: « Arriba de Praia »
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« Praia-Baixa »
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« Praia »
A escarpa de praia, isto é, o abrupto do degrau, que separa a praia-baixa da praia-média é bem visível nesta fotografia (Marblehead, MA, EUA). A praia-média têm várias bermas, que se formaram pela coalescência dos cordões de cascalho criados todos os meses pelas marés altas. Moreira (1984) diz que a praia-média ou praia propriamente dita corresponde ao espaço atingido pelas correntes de ressaca, entre os níveis da preiamar e de baixamar de águas mortas. Ela é separada da praia-alta pelo degrau mais baixo da praia alta (modelado ou não em crescentes) e da praia-baixa, por outro degrau que certos autores chamam a linha de inflexão. O abrupto deste último degrau é que se chama escarpa da praia. A praia-média tem declive suave. Nas praias arenosas, onde na sua superfície aparece um modelado de pormenor de ondulações criadas pela correntes da ressaca, que se chamam marcas de drenagem ou de ondulação. Esta marcas podem ser: (i) Marcas de Fluxo ou de Enchente, constituídas por alinhamentos de materiais transportados pela corrente de afluxo (corrente da ressaca, que se dirige para a costa depois da rebentação das ondas) na preiamar e, por ela abandonados durante o refluxo, o que indica o limite superior atingido pela corrente afluxo ; (ii) Marcas de Refluxo, em forma de sulcos ou apenas traços de areia mais escura (devido à concentração de minerais pesados), com disposição divergente a partir de um obstáculo (calhau, concha, etc.), o que provoca a bifurcação do escoamento durante o refluxo ; (iii) Domas de Areia, que são pequenas saliências de areia (com 1 - 2 mm de altura) devidas ao escape das bolhas de ar comprimidas durante o afluxo (estas bolhas rebentam a película de areia que as cobre e dão origem a pequeníssimos alvéolos efémeros) ; (iv) Ondulações Romboédricas, que se formam durante o refluxo, quando a lâmina água é inferior a 2 cm, o declive é fraco e a areia é fina (o eixo maior do romboedro indica a direcção do escoamento)
Escarpamento...........................................................................................................................................................................................................................................Scarpment
Escarpement / Escarpa / Bruchstufe / 崖 / Крутой спуск (уступ) / Scarpata
Forma particular da encosta costeira, íngreme ou com uma grande inclinação (15° a 90°), geralmente, esculpida em rochas coerentes pela ação de agentes marinhos (ondas, correntes), ou pela acção conjunta de agentes morfogénicos marinhos, continentais e biológicos Erosão das águas do mar sobre a costa que fica cortada a prumo.
Ver: « Arriba »
&
« Praia-Baixa »
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« Acção das Vagas (mar calmo) »
No campo, especialmente ao longo da costa, diferentes tipos de falésias se podem identificar (Moreira, 1984): (i) Falsa ; (ii) Fóssil ; (iii) Morta ou inactiva ; (iv) Viva ou activa e (v) Falésia com visor. Na base das falésias, zona de ataque das ondas é marcada pela presença de entalhes em forma de sapa (encoches) que tende a aprofundar-se para o interior das rochas em cavernas e túneis. Quando o topo de uma falésia perde o suporte da sua base ela toma sobre a plataforma de abrasão. Perfil de uma falésia (forma e inclinação) e da plataforma de abrasão depende da natureza litológica das rochas que as constituem (resistência à erosão mecânica e alteração), da arquitectura geológica (horizontal, inclinada concordante ou discordante) e da intensidade e frequência com a qual os agentes de erosão marinha agem. Na linhas sísmicas, as falésias são facilmente reconhecidas, especialmente quando elas são fossilizadas por sedimentos transgressivos depositados durante uma subida relativa do nível do mar em de aceleração (criada, em geral, uma subsidência significativa do continente, em vez de uma importante subida eustática), que pode deslocar a linha de costa para montante (quilómetros) e, assim, não só aumentar a extensão da plataforma, mas também pôr a falésia debaixo de uma lâmina de água superior à da acção erosiva das ondas. Uma vez que o nível relativo do mar se estabiliza, os sedimentos transportados do continente depositam-se, pouco a pouco, formando um intervalo regressivo, que pode fossilizar a plataforma de abrasão. Isso ocorre quando o acarreio sedimentar é suficiente para que a nova linha de costa se localize a jusante da falésia, sem, contudo, ultrapassar o rebordo da bacia. Um intervalo transgressivo é uma sucessão de regressões cada vez mais pequenas, separadas por superfícies transgressivas. A maior parte dos sedimentos vêm do continente e para haver deposição é necessário sempre haver uma subida relativa do nível do mar, a qual pode ser em aceleração ou em desaceleração.
Escoada Detrítica....................................................................................................................................................................................................................Debris Flow
Lava torrentielle / Flujo detrítico / Schuttstrom / 泥石流 / Лавовый поток / Colata detritiche
Movimento rápido, mais ou menos, desordenado de uma corrente turbulenta caracterizada por um alto teor de água e restos de rochas. Os mais rápidos fluxos rivalizam com a velocidade dos deslizamentos rochosos. Sinónimo de Fluxo de Clastos (detritos).
Ver: « Fluxo (escoamento) »
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« Detrito (geologia) »
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« Plano de Água (de corrente subterrânea) »
Em geral, os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, os escoamentos movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de um escoamento de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira do escoamento. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. Os escoamentos de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Os escoamentos de detritos tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Por vezes, os primeiros movimentos (pulsos) ou os primeiros escoamentos formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. A presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a formação dos cones aluviais. Esta fotografia ilustra o fluxo de detritos do complexo vulcânico a oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geocientistas que estudaram este escoamento de detritos consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Outros são, em termos geológicos, quase instantâneos. Eles podem ultrapassar velocidades superiores a 160 km por hora, como, por exemplo, o fluxo de Huascaran (1977 nos Andes do Peru) e, mais, recentemente (Dezembro 14-16, 1999), o fluxo de Macatia (Venezuela), que fizeram um número incalculável de mortos, visto que os desaparecidos se contam por milhares.
Escoamento de Base..................................................................................................................................................................................................................Base Flow
Débit basal / Flujo basal / Baseflow, Dürre fließen, Rezession Grundwasserfluss / 基流 / Грунтовый сток / Flusso di siccità, Flusso di recessione delle acque sotterranee, Basso flusso, Flusso di acqua bassa, Flusso di base
Água subterrânea que entra numa corrente canalizada (rio, por exemplo) e que permite a continuidade do escoamento, mesmo quando não chove.
Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
" Rio "
&
" Plano de água (corrente subterrânea)"
O escoamento de base é a quantidade de fluxo de uma corrente que vem da água subterrânea e que corre à superfície. Muitos geocientistas pensam que cerca de 50% da água que se infiltra na água subterrânea, pouco profunda, contribui para o escoamento de base. A melhor coisa para bem compreender o significado geológico do escoamento de base é considerar um exemplo. Se considerarmos a baía de Chesapeake, que é um dos maiores estuário dos Estados Unidos da América do Norte (entre Maryland e Virgínia) e que se estende sobre uma superfície de, mais ou menos, 167 000 km^2 e na qual desaguam mais de 150 rios ou correntes de água, pode dizer-se que: (i) A água subterrânea contribui para mais de metade (cerca de 54%) do total de escoamento anual da bacia de drenagem da baía ; (ii) A quantidade de nitrato, que a água subterrânea contém, contribui para cerca de metade (mais ou menos 48%) da quantidade anual de nitrogénio que entra na baía ; (iii) O tempo de residência (conceito que exprime a velocidade com que qualquer coisa se desloca através um sistema em equilíbrio, isto é, por exemplo, o tempo que uma substância gasta numa específica região de uma rocha-reservatório) da água colectada das fontes varia entre 0 - 4 e mais de 50 anos, embora 75% do tempo de residência seja inferior a 10 anos ; (iv) A descarga, o conteúdo em nitratos, e o tempo de residência da água subterrânea (não diz respeito unicamente à água mas também as bactérias e nutrientes), varia na bacia de drenagem devido às diferentes combinações do tipo de rochas e fisiografia da região (hidrogeomorfologia) e da maneira como a terra é utilizada ; (v) A quantificação destes factores depende do conhecimento do movimento dos nutrientes, movimento das fonte para as correntes e da determinação do tempo necessário entre a execução das acções de gerência e melhoria, assim como dos resultados observados na água da superfície. Num ciclo hidrológico, os reservatórios têm diferentes tempos de residência, os quais podem ser definidos pela quantidade de água do reservatório dividida pela taxa de adição de água para o reservatório ou pela taxa de água que ele perde.
Escoamento de Base (débito)...........................................................................................................................................................................................Base Flow
Débit de base / Flujo de base / Baseflow, Dürre fließen, Rezession Grundwasserfluss / 基流 / Грунтовый сток / Flusso di siccità, Flusso di recessione delle acque sotterranee, Basso flusso, Flusso di acqua bassa, Flusso di base
Água subterrânea que entra em um fluxo canalizado de um rio, por exemplo e que permite a permanência da corrente, mesmo quando não chove.
Ver: " Fluxo (escoamento)"
&
"Rio"
&
"Plano de água (corrente subterrânea)
Como mostrado neste diagrama, em teoria, existem quatro fontes principais responsáveis da alimentação de um curso de água (como, por exemplo, de um rio : (i) Escoamento directo, ou seja, as precipitações directas, como a chuva ou a neve ; (ii) Escoamento de infiltração, i.e., a água de superfície que se infiltra no solo ; (iii) Escoamento de superfície ou escorrência superficial - a água que escorre sobre a superfície da terra e (iv) Escoamento de base ou escoamento das água subterrâneas, que certos geocientistas de chamam, também, fluxo ou escoamento normal, que é água subterrânea que alimenta as correntes. Para as correntes, que são, mais ou menos, permanentes, o plano de água é ao mesmo nível que o curso de água, como ilustrado nesta figura. O débito ou escoamento de base refere-se ao fluxo de água que entra directamente nas correntes do sistema de águas subterrâneas, em vez de se escoar à superfície da terra. Quando a água flui mais lentamente através da terra que em superfície, a água subterrânea alimenta-se , progressivamente, dos cursos de água, ao contrário da água de superfície, em particular, depois de uma forte chuva. Isto significa que durante os períodos em que a chuva é escassa, como no verão, nos países do hemisfério norte, é o escoamento de base que alimenta o rio. Quando a água subterrânea alimenta, totalmente, uma corrente, dizemos que as condições hidrológicas são de escoamento de base. A água subterrânea entra no curso de água quando o plano de água (limite superior de saturação da água subterrânea) sobe acima da base da corrente (leito). O plano de água é o nível no qual a pressão das águas subterrâneas é igual à pressão atmosférica. Este plano coincide, geralmente, com a superfície piezométrica do lençol freático (linha superior da água de uma área saturada), mas pode estar acima (devido à capilaridade da água ele pode estar acima do lençol freático, mas os poros do solo contêm muito ar). Uma quantidade de água sustentável em um intervalo de sedimentar abaixo do nível da água, isto é, na zona freática (zona de saturação, na qual os poros e fracturas das rochas estão saturadas de água) é chamada um aquífero. A zona freática varia com as estações do ano e durante os períodos de seca.
Escoamento de Detritos............................................................................................................................................................................................Debris Flow
Coulée de débris / Flujo de detritos / Schutt, Murgang / 碎片, 泥石流 / Поток обломочного материала / Transporto in massa, Colata
Movimento rápido, mais ou menos, desordenado de uma corrente turbulenta caracterizada por um alto teor de água e restos de rochas. Os mais rápidos fluxos rivalizam com a velocidade dos deslizamentos rochosos. Sinónimo de Fluxo de Clastos (detritos).
Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
" Detrito (geologia) "
&
" Plano de Água (de corrente subterrânea) "
Em geral, os escoamentos de detritos formam-se quando materiais rochosos, pouco ou não consolidados, se tornam saturados de água e instáveis. Devido a força da gravidade, os escoamentos movem-se costa abaixo e, geralmente, depositam-se no sopé das montanhas ou nos vales. A parte terminal de um escoamento de detritos forma um lóbulo ou uma crista, que marca a frente ou a parte dianteira do escoamento. Este lóbulo contém, frequentemente, uma grande quantidade de sedimentos grosseiros como calhaus, blocos, etc. A montante do lóbulo, o material é mais fino e é, principalmente, composto por argila, areia e silte. Os escoamentos de detritos podem transformar-se, eventualmente, em águas de inundação muito lamacentas desde que os elementos mais grosseiros se depositam. Os escoamentos de detritos tendem a deslocar-se para jusante por sacadas, uma vez que os efeitos da fricção e outras barreiras ao movimento, têm que ser vencidas. Assim, por vezes, os primeiros movimentos (pulsos) ou os primeiros escoamentos formam diques marginais naturais que canalizam os escoamentos seguintes até que eles se ramifiquem. Desta maneira, a presença de antigos diques marginais naturais sugere a recorrência e as características dos escoamentos de uma determinada área, o que é importante para compreender a formação dos cones aluviais. Esta fotografia ilustra o fluxo de detritos do complexo vulcânico a oeste do Rio Pashimeroi, na parte central sul de Idaho (EUA). Os geólogos que estudaram este escoamento de detritos consideram-o como uma massa de fragmentos de rochas, solos e lamas, na qual o tamanho médio dos detritos é superior aos das areias. Alguns fluxos de detritos, como este, deslocam-se lentamente (1-2 cm por ano). Contudo, outros são, em termos geológicos, quase instantâneos. Na realidade, eles podem ultrapassar velocidades superiores a 160 km por hora, como, por exemplo, o fluxo de Huascaran (1977 nos Andes do Peru) e, mais, recentemente (Dezembro 14-16, 1999), o fluxo de Macatia (Venezuela), que fizeram um número incalculável de mortos, visto que os desaparecidos se contam por milhares.
Escoamento de Lama (lahar)..........................................................................................................................................................................................Mud Flow
Coulée de boue / Flujo de barro / Murenabgang / 泥流 / Грязевая лава (грязевый поток) / Colata di fango
Movimento de material terrestre semelhante a um fluxo de detritos sedimentares, mas com muito menos material rochoso. Por vezes sinónimo de Lahar.
Ver: " Fluxo (escoamento) "
&
“Lahar”
&
" Fluxo de clastos (detritos) "
Um escoamento de lama ou, como se diz, muitas vezes, um deslizamento de lama é um dos mais rápidos transportes gravitários (processo geomorfológico pelo qual solos, rególitos e rochas se deslocam costa abaixo sob a força da gravidade) existentes à superfície da Terra. Um escoamento de lama transporta uma grande quantidade de lama formada por terra solta e água. Muitos geocientistas fazem pouca diferença entre os escoamentos de detritos (nas montanhas altas), os escoamentos de lama (não muito líquidos) ou lahars e correntes de lama (dos vulcões). Na grande maioria eestes escoamentos são fenómenos geológicos normais e naturais. Infelizmente, alguns deles podem ser antropogénicos, como o escoamento do vulcão (de lama) de Sidoarjo, na ilha de Java, o qual foi, provavelmente, induzido pela alta pressão da lama de sondagem de um poço de pesquiza de petróleo, localizado a cerca de 150 metros de um vulcão de lama. Parece que um dia antes da erupção do vulcão, o operador aumentou de maneira excessiva a pressão da lama de sondagem (R. Davies. 31/10/2008 AAPG). Esta fotografia mostra como a extensão do escoamento de lama ou lahar (escoamento de detritos vulcânicos) se dirigiu para Armero (Colômbia) no dia 13 de Novembro de 1985. Nessa noite, uma erupção rasgou o gelo do glaciar, que culmina o vulcão, vomitando mais de 20 milhões de metros cúbicos de cinzas e rochas através do glaciar. O material piroclástico, muito quente, fundiu o gelo e a neve criando uma grande quantidade de água que transportou consigo, costa abaixo, através do canhão, uma grande quantidade de material. Infelizmente, como ilustrado acima, na desembocadura do canhão estava localizada a cidade de Armero, que foi quase totalmente destruída (23 000 mortos). No Canadá e países nórdicos, um tipo particular de escoamento de lamas ocorre frequentemente. As lamas marinhas nas margens de glaciar, em adelgaçamento, têm uma grande quantidade de água e são pouco compactas. Um pequeno distúrbio pode transforma-las num líquido viscoso que se escoa muito rapidamente, mesmo num talude insignificante. Estes escoamentos que são, dificilmente, previsíveis podem ser muito destrutivos.
Escoamento de Lama (limo)............................................................................................................................................................................................Mud Flow
Coulée de limon / Flujo de barro / Murenabgang / 泥流 / Оползень (иловатая глина) / Colata di fango
Movimento de material terrestre similar a um escoamento de detritos, mas com muito menos material rochoso. Muitas vezes sinónimo de lahar.
Ver: "Escoamento"
&
"Escoamento de Detritos"
&
"Corrente de Gravidade"
O escoamento de lama, aqui ilustrado, ocorreu e ainda está a ocorrer na parte Este da ilha de Java, na Indonésia, onde existem numerosos vulcões de lama, dos quais, geralmente, a lama se escoa lentamente e sem grande perigo para as populações. Geologicamente, a lama expelida por esses vulcões corresponde ao preenchimento das bacias de tipo-rifte (demigrabens), que se formaram durante a fase de rifting (alargamento) das bacias internas ao arco vulcânico da região. Não só as rochas argilosas, que preenchem os demigrabens (bacias de tipo-rifte) são argilitos não-marinhos subcompactados (por vezes, lacustres), isto é, com alta pressão, mas também os demigrabens foram invertidos pela tectónica, o que aumenta a pressão dos intervalos sedimentares. As falhas normais que bordam os demigrabens, sob a acção de um regime tectónico compressivo, relativamente, recente, jogaram, mais tarde, como falhas inversas, o que aumentou ainda mais a instabilidade das rochas argilosas subcompactadas. Muitas vezes, de maneira natural, através dos planos de falha os argilitos subcompactados vem à superfície e formam escoamentos de lama (vulcões de lama), como no Domo de Sangiran perto da cidade de Purwodadi, situado a cerca de 200 a oeste de Sidjoarjo. Contudo, o escoamento ilustrado nesta fotografia não é natural, mas antropogénico. Foi um poço de uma companhia de pesquiza petrolífera, que ao atravessar os argilitos subcompactados (que muitas vezes são excelentes rochas-mãe) não tomou as medidas necessárias (aumentar a pressão da lama de perfuração) e deixou entrar o poço em erupção em Maio de 2006. Assim, até hoje, pelo menos cerca de 2 500 m3 (aproximadamente o volume de doze piscinas olímpicas) de lama são expelidos por dia pelo poço. Como o escoamento ainda vai continuar por muitos mais anos, não são os diques marginais artificiais, que recentemente foram construídos (Novembro de 2008) que vão impedir que a lama invada todas as habitações da região de Sidoarjo. Como operador é uma companhia local, as ricas companhias estrangeiras associadas com ela (uma australiana e outra americana) tentam tudo para se desresponsabilizem, esquecendo, em particular, que parte da lama expelida pelo poço é tóxica.
Escoamento Térmico............................................................................................................................................................................................Thermal Flow
Flux thermique / Flujo termal / Wärmestrom / 热通量 / Тепловой поток / Flusso termico
Taxa de fluxo de calor através uma unidade de área (J.m-2.s-1). O fluxo térmico é uma quantidade vectorial, quer isto dizer, que tem uma direcção e uma magnitude.
Verr : « Rocha - Mãe »
&
« Subducção de Tipo-B (Benioff) »
&
« Janela de Maturação do Petróleo »
O perfil do fluxo térmico ao longo deste corte geológico da ilha de Java (Indonésia) mostra, claramente, valores máximos à vertical do arco vulcânico associado a subducção da crusta oceânica sob a crusta continental. Ao norte do arco vulcânico, na depressão de Bogor e na bacia de Ardjuna, os valores do fluxo térmico são mais altos do que ao sul, quer na bacia de antearco, prisma de acreção ou crusta oceânica. É por isso, que ao norte do arco, a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais da bacia interna ao arco (Bogor e Ardjuna) atingiu a maturação e gerou hidrocarbonetos, enquanto que ao sul, na bacia de antearco, a matéria orgânica está imatura (não gerou hidrocarbonetos). O contexto geológico, ilustrado neste corte, permite, facilmente, compreender as variações do fluxo térmico. Não podemos esquecer, que estamos numa margem convergente, caracterizada por uma zona de subducção do tipo B, ao longo da qual a crusta oceânica antiga e densa mergulha sob a crusta continental da placa litosférica cavalgante. Desde que a crusta oceânica da placa mergulhante (placa Indiana) atinge uma determinada profundidade ela é, em grande parte, assimilada pela astenosfera formando um magma ascendente, que cria o arco vulcânico da placa cavalgante. A subducção da placa oceânica (fria e densa) induz na astenosfera da placa cavalgante correntes de convecção opostas que alargam (falhas normais) e tornam menos espessa a crusta continental sobrejacente (placa cavalgante). O arco vulcânico e o adelgaçamento da crusta continental explicam, sem grande dificuldade, os valores do fluxo térmico. A posição do arco vulcânico está directamente ligada ao ângulo da zona de subducção. Mais inclinada é a zona de subducção mais próximo estará o arco vulcânico da fossa oceânica. O adelgaçamento da crusta continental, que é causa ou efeito da anomalia térmica (subida das isotérmicas) é o responsável da subsidência diferencial, que caracteriza a fase de "rifting" ou de alargamento da bacia interna do arco. É esta subsidência que cria os demigrabens, que formam as bacias de tipo-rifte, onde se depositam, normalmente, as rochas-mãe potenciais des região (rochas argilosas lacustres).
Escoamento Turbulento.............................................................................................................................................................................Turbulent Flow
Écoulement turbulent / Flujo turbulento / Turbulente Strömung / 湍流 / Турбулентный поток / Regime turbolento, Flusso turbolento
Escoamento de um fluído no qual as linhas de fluxo são confusas e misturadas. O fluído move-se, por vezes, para trás e em redemoinhos. Sinónimo de Fluxo Turbulento.
Ver: « Fluxo (escoamento) »
&
« Lahar »
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« Corrente de Turbidez »
Na mecânica dos fluídos um escoamento turbulento é um regime fluído caracterizado por mudanças de propriedades caóticas e estocásticas. Geralmente, no corpo humano, o sangue move-se de maneira laminar. Contudo, em certas condições de forte escoamento, particularmente na subida para a aorta, o escoamento laminar pode desaparecer e tornar-se turbulento. Quando isto acontece, o sangue não se escoa de maneira linear e lisa, mas, ao contrário, escoa-se de maneira caótica como o escoamento da água na corrente de montanha ilustrada nesta figura. O escoamento turbulento pode, também, ocorrer nas artérias largas junto dos pontos de ramificação. No corpo humano, o escoamento turbulento aumenta a energia necessária para a circulação sanguínea porque a turbulência aumenta a perda de energia sob a forma de fricção. A turbulência só começa quando a velocidade de escoamento for, suficientemente, alta para destruir o escoamento laminar. A turbulência ocorre quando o número de Reynolds for atingido. Matematicamente, o número de Reynolds pode ser definido por Re = (ρ u2) / (μu/L) = ρu L/μ = uL /v, onde Re = número de Reynolds (sem dimensões), ρ = densidade (kg/m3), u = velocidade (m/s), μ = viscosidade dinâmica (Ns/m2), L = comprimento (m) v= viscosidade cinemática (m2/s). Este número utiliza-se para determinar se o escoamento é laminar ou turbulento (como, por exemplo, nos oleodutos que transportam o petróleo). Assim, o escoamento é laminar, quando Re é inferior a 2300, e turbulento quando Re é superior a 4000. Se Re é entre 2300 e 4000, o escoamento diz-se transitório (ambos os escoamentos são possíveis). Nos rios e correntes de montanha um escoamento turbulento permite transportar em suspensão, durante mais tempo, os sedimentos do que um escoamento laminar e reforça, evidentemente, a erosão na base da corrente. A velocidade linear média é, geralmente, maior num escoamento laminar do que num escoamento turbulento. Recentemente, certos autores avançaram a hipótese de que o escoamento turbulento afecta muito o comportamento dos peixes nos rios. O escoamento dos rios pode relacionar-se ao escoamento de um horizonte turbulento. No fluxo turbulento a velocidade do fluido em qualquer ponto está mudando continuamente quer em direcção que em magnitude. Tendo isto linha de conta, o fluxo dos ventos e dos rios é, geralmente, turbulento, mesmo que as correntes sejam relativamente suaves. O ar e a água redemoinham e turbilhonam, embora, globalmente, todo o volume se escoa ao longo de uma direcção específica. A maioria dos tipos de fluxo dos fluídos é turbulento, excepto para o fluxo laminar na extremidades dos sólidos, que se desloca, relativamente, aos fluídos ou muito próximo das superfícies sólidas, como, por exemplo, na parede interna de um tubo, ou no casos de fluídos com alta viscosidade, que fluem lentamente através de pequenos canais. Como exemplos comuns de escoamentos turbulentos podemos citar: (i) O fluxo sanguíneo nas artérias ; (ii) O transporte de petróleo nos oleodutos ; (iii) O fluxo de lava ; (iv) A atmosfera e as correntes oceânicas ; (v) O fluxo através de bombas e turbinas ; (vi) O fluxo a volta de barco ou das asas de um avião, etc. Para muitos geocientistas a noção de turbulência está associada a um fluxo turbulento composto por "redemoinhos" de diferentes tamanhos. Os diferentes tamanhos definem uma escala de comprimento característica para os redemoinhos, os quais também são caracterizados pelas escalas de velocidade e tempo (tempo de rotação), que depende da escala de comprimento. Os grandes redemoinhos ou vórtices são instáveis e, eventualmente, rompem-se criando redemoinhos mais pequenos, e a energia cinética dos grandes redemoinhos iniciais é dividida pelos pequenos redemoinhos que resultaram deles. Estes pequenos redemoinhos sofrem o mesmo processo e dão origem a redemoinhos ainda mais pequenos que herdam a energia dos seus predecessores e assim por diante. Desta forma, a energia é transmitida a partir das escalas de grande movimento para escalas menores até chegar a uma escala de comprimento suficientemente pequena tal que a viscosidade do fluido possa efectivamente dissipar a energia cinética em energia interna.
Escolho................................................................................................................................................................................................................................................................................Skerry
Écueil / Escollo / Kippen / 寻找那个水下 / Риф (подводный камень) / Skerry, Scoglio, Scogliera
Pequena ilha rochosa, cujas dimensões são pequenas de mais para que ela seja habitada (em condições normais).
Ver: « Leixão »
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« Atol »
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« Ilhota (rochosa) »
Os escolhos são muitos frequentes na saída dos fiordes, onde os vales glaciares submersos formados perpendicularmente à linha da costa se juntam com outros vales em uma matriz complexa. Em alguns locais próximos das margens distais das áreas de fiordes, os canais escavados pelos gelo são tão numerosos e em direcções tão variadas que costa rochosa é dividida em muitos ilhas rochosas chamadas escolhos. Alguns destes escolhos são de dimensões apreciáveis e montanhosos, enquanto outros são pequenos pontos rochosos que dificultam, sobretudo, a navegação. Condições geológicas de nível alto, isto é, quando o nível do mar está mais baixo do que o rebordo da bacia, que, aqui, normalmente corresponde ao rebordo continental, favorizam a formação de escolhos. Contudo, uma descida relativa do nível do mar significativa exuma toda a plataforma continental, se a bacia tiver uma plataforma, e a assim todos os escolhos desaparecem. Os escolhos aparecem durante os cortejos transgressivos e durante a fase inicial dos prismas de nível alto, quando ao rebordo da bacia é coincidente com o rebordo continental. Durante o cortejo transgressivo, o rebordo da bacia (coincidente com o rebordo continental) está a jusante da linha da costa, enquanto que durante o prisma de nível alto, excepto na fase inicial, a linha da costa coincide com o rebordo continental, o qual é também rebordo da bacia. Os geocientistas consideram os escolhos, como os topo de rochedos, à flor da água, como obstáculos ou perigos a navegação, o que é ligeiramente diferente da definição original. Em inglês escolho diz-se "skerry", que é derivado do antigo norueguês "sker" que quer dizer uma rocha no mar, cujas dimensões não permitem a implantação de habitações. Os escolhos que se podem individualizar no offshore de Portugal (não longe da linha costa) têm uma origem totalmente diferente dos escolhos dos países nórdicos, cuja origem é fundamentalmente glaciar. A grande maioria dos escolhos em Portugal e em particular os do offshore sul, são o resultado da erosão marinha e sobretudo a consequência do colapso dos arcos naturais.
Escorregamento, Rolamento..............................................................................................................................................................................................................Creep
Mouvement rampant / Rodamiento (transporte) / Kriechen (Geologie) / 蠕变 （地质学） / Ползучесть (геология) / Creep (geologia)
Uma das várias maneiras como os sedimentos da carga de arrasto podem ser transportados num escoamento. Os sedimentos são transportados, geralmente, por uma combinação de : (i) Rolamento ou Deslizamento sobre o substrato ; (ii) Saltação (saltos no escoamento para depois repousarem no substrato) e (iii) Suspensão no escoamento.
Ver: « Transporte (sedimentos) »
&
« Sedimento »
&
« Escoamento »
A carga de arrasto ou carga sólida de fundo (carga arrastada para certos geocientistas) move-se quer por rolamento, deslizamento e saltação sobre o leito da corrente e desloca-se a uma pequena fracção da velocidade do escoamento da água. A carga de arrasto é geralmente 5-10% da carga total dos sedimentos transportados por uma corrente, o que faz dela o processo de deslocamento menos importante em termos de balanço de massa. O material da carga de arrasto (carga de arrasto mais a carga em suspensão, que compreende o material derivado do leito da corrente) é, frequentemente, dominado pela carga de cascalho do leito dos rios. Este material de carga da corrente é a única parte da carga sedimentar que interage, activamente, com o leito e, assim, ela desempenha um papel importante no controle da morfologia do canal. Numa corrente há três tipos de carga: (i) Carga de arrasto ; (ii) Carga suspensa ou em suspensão e (iii) Carga dissolvida. O transporte sedimentar é o movimento de partículas sólidas (chamados sedimentos), devido a uma combinação da força da gravidade, que actua sobre os sedimentos e / ou o movimento do fluido no qual os sedimentos são arrastados. Uma compreensão do transporte dos sedimentos é fundamental nos sistemas naturais, onde as partículas são clastos de rochas (areia, cascalho, seixos, etc), lama ou argila, e o fluido é o ar, água ou gelo, e no qual a força da gravidade actua para deslocar as partículas que repousam em superfícies mais ou menos inclinadas. O transporte de sedimentos é devido ao movimento de fluídos ocorre nos rios, oceanos, lagos, mares e outros corpos de água, devido às correntes e marés e nos glaciares que se escoam vertente a abaixo, e em superfícies terrestres sob a influência do vento. O transporte de sedimentos induzido, unicamente, pela força da gravidade pode ocorrer em superfícies inclinadas, como, por exemplo, encostas, escarpas, falésias, prodeltas e taludes continentais.
Esker .....................................................................................................................................................................................................................................................................................................Esker
Esker / Esker / Os (Landschaft) / 蛇形丘 / Эскер (оз) / Esker
Longa e estreita crista de areia e cascalho, mais ou menos, estratificados. Ela é depositado por uma corrente subglaciária que se desloca entre as paredes ou túneis de um glaciar estagnante ou em adelgaçamento e que é abandonada quando o gelo funde. Um esker pode ramificar-se e ser, mais ou menos, descontínuo. A sua direcção é, geralmente, perpendicular à frente do glaciar e o comprimento varia entre 100 m e 500 km (discontinuidades incluídas), enquanto a largura varia entre 3 e 200 m.
Ver: « Glaciar »
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« Depósito fluvioglaciar »
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« Ambiente de Deposição »
A maior parte dos geocientistas pensa que os eskeres são formados nos túneis dos glaciares pelas correntes que se escoam dentro e debaixo deles. Desde que as paredes à volta de uma corrente de gelo derretem, os depósitos associados a essa corrente permanecem, mais ou menos, estáveis. Os eskers podem, também, formar-se por cima dos glaciares, devido à acumulação de sedimentos nos canais supraglaciares, cravasses (fissuras) e nas zonas, mais ou menos, lineares entre os blocos parados ou em enseadas estreitas nas margens dos glaciares. Os eskers formam próximo das zonas terminais do glaciares, onde o gelo não se desloca muito rapidamente, e é, relativamente, pouco espesso. A taxa do escoamento plástico e a fusão do gelo da base do glaciar determina o tamanho e a forma do túnel subglaciar, o que, por sua vez, determina a forma, composição e estrutura de um esker. Os esker podem existir como um simples canal ou podem ser parte de um sistema de ramificações com eskers tributários. Os eskers, raramente, formam cristas contínuas. Em geral, elas são interrompidos por aberturas, mais ou menos, importantes. As cristas dos eskers são, geralmente, arredondadas com flancos abruptos. O comprimento de um esker pode variar entre 1 metro até várias centenas de quilómetros. Nesta fotografia (onshore da Argélia, Tassili dos Ajers), dois eskers são facilmente reconhecidos. No terreno, a anomalia topográfica positiva, que eles produzem e que pode ser superior a 50 metros, é um bom critério para a sua identificação (no rally Paris-Dakar, os concorrentes, que mais facilmente encontrarem as aberturas, lugares de passagem, nos eskers do deserto do Sahara, são os que têm mais probabilidades de venceram). Quando enterrados, os eskers podem ser reservatórios potenciais e armadilhas não-estruturais (morfológicas) na pesquiza dos hidrocarbonetos
Espaço Disponível (para os sedimentos)......................................................................................................................................................Accommodation
Espace disponible (pour les sédiments) / Espacio disponible (para sedimentos) / Unterkunft, verfügbar Raum (für Sediments) / 住宿, 空间（泥沙) / Свободное пространство (для геологических отложений) / Spazio disponibile (per i sedimenti), Alloggio
Espaço para os sedimentos entre o fundo e o nível de mar. O espaço disponível é função da eustasia e da tectónica. As mudanças do espaço disponível são induzidas pelas mudanças relativas do nível de mar (subsidência ou levantamento mais eustasia). Sinónimo de Acomodação.
Ver : « Acomodação »
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«Lâmina de Água »
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« Variação Relativa (do nível do mar) »
O espaço disponível para os sedimentos ou acomodação, como, certos autores dizem, só tem sentido a montante o rebordo da bacia, uma vez que a jusante, a lâmina de água é superior a 200 m, o que quer dizer que, há sempre espaço disponível para os sistemas de deposição de água profunda. Por outras palavras, as variações relativas do nível do mar não têm grande efeito em água profunda, salvo quando o nível relativo do mar desce abaixo do rebordo da bacia (sistemas de deposição turbidítica). Na realidade, os cones submarinos do talude e da bacia são os únicos sistemas de deposição que se formam durante as descidas relativas do nível do mar (diminuições importantes da lâmina de água). Ao contrário, a montante do rebordo da bacia, as variações relativas do nível do mar controlam a deposição. Um aumento do espaço disponível induz deposição e uma diminuição induz erosão. Contudo, é importante considerar se a bacia tem plataforma continental ou não. No caso de uma bacia com plataforma, isto é, quando a ruptura da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) está a montante do rebordo continental (que neste caso coincide com o rebordo da bacia), uma subida relativa do nível do mar aumenta o espaço disponível e assim haverá deposição. Se o acarreio sedimentar for suficiente, todo o espaço criado será preenchido e a lâmina de água manter-se-à constante. Se o acarreio sedimentar não for suficiente para preencher todo o espaço criado pela subida relativa do nível do mar, haverá deposição, mas a lâmina de água aumentará. Quando a bacia não tem plataforma, a linha da costa coincide, mais ou menos, com o limite superior do talude continental, que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia. Neste caso, várias hipótese são possíveis : (a) Se o espaço disponível, criado pela subida relativa do nível do mar, for todo preenchido, a lâmina de água resta nula ; (b) Se espaço disponível não for todo preenchido, forma-se uma lâmina de água, isto é uma plataforma ; (c) Se o espaço disponível criado é insuficiente, uma parte dos sedimentos depositar-se-á no sector superior do talude continental.
Espaço Disponível Subaéreo...............................................................................................................................Subaerial Accommodation
Espace disponble subaérien / Espacio disponible subaéreo / Subaerische Unterkunft / 陆上住宿 / Свободное пространство в нижних слоях атмосферы / Spazio disponibile subaereo, Alloggio subaerea
Espaço disponível para os sedimentos fluviais, quando a linha de baía migra para jusante, após uma descida relativa do nível do mar. O espaço disponível subaéreo é definido pelo espaço entre o antigo e novo perfil de equilíbrio provisório de um curso de água.
Ver : « Espaço Disponível (para os sedimentos) »
&
« Ponto de Equilíbrio »
&
« Perfil de Equilíbrio (rio) »
Durante a parte terminal do prisma de nível alto, quando o nível eustático começa a descer (subsidência contínua), o ponto de equilíbrio (ponto onde taxa de variação eustática e de subsidência são iguais) desloca-se para o mar, mas a linha de baía continua a deslocar-se para montante. Desde que a subida relativa do nível do mar diminui e a acomodação é reduzida depositam-se paraciclos-sequência com geometria oblíqua. Quando o deslocamento do ponto de equilíbrio para o mar, atinge a linha de baía e ambas se deslocam para o mar, uma acomodação subaérea é adicionada e uma agradação dos biséis costeiros inicia-se. A sedimentação continua até que a descida relativa do nível do mar atinja o ponto de inflexão. Depois, o ponto de equilíbrio e a linha da baía deslocam-se para o mar com formação de uma discordância do tipo I. Certos geocientistas se interrogam sobre o verdadeiro significado do termo acomodação. Teoricamente, a acomodação representa um espaço, a três dimensões, associado com uma certa disponibilidade de sedimentos. A acomodação não é, realmente, independente da sedimentação. Este espaço tridimensional não se pode definir, correctamente, devido a dificuldade de distinguir uma acomodação real de um espaço que, provavelmente, não será preenchido pelos sedimentos. O conceito de acomodação não pode ser utilizado nos ambientes subaéreos, porque os perfis provisórios das correntes, muitas vezes utilizados para esse fim, são difíceis de reconhecer. Uma redefinição da acomodação foi sugerida, como sendo: “a espessura, medida num determinado lugar e tempo, do espaço que foi preenchido por sedimentos num certo intervalo de tempo”. Esta acomodação não é um espaço, mas uma espessura, por outro lado, ela não é uma coisa potencial, mas um resultado efectivo. A acomodação não se pode identificar a partir do perfil provisório dos rios ou do nível de base geomórfico, mas sim a partir do nível de base estratigráfico. Ela não é separada da sedimentação, mas ela é, parcialmente, dependente dela. A “acomodação potencial” pode ser usada para descrever o máximo possível de acomodação (sítio e tempo determinado), o que pode coincidir com a altura de água.
Espaço-Tempo.............................................................................................................................................................................................................................................Spacetime
Espace - Temps / Espacio - Tiempo / Raumzeit / 时空 / Пространство-время / Spaziotempo
Expressão utilizada pelos físicos para descrever o espaço a três dimensões e a dimensão tempo. A aceitação das teorias de Einstein, nas quais o espaço e o tempo interagem de maneira diferente da da física de Newton, tornou a expressão espaço-tempo muito popular. Todavia, é perfeitamente correcto falar de espaço-tempo no contexto da física de Newton.
Ver: « Tempo Cosmológico »
&
« Tempo Geológico »
&
« GUT (teoria) »
O conceito de espaço-tempo combina espaço e tempo num único espaço "abstracto", para o qual um sistema de coordenadas unificado é escolhido. Normalmente, três dimensões espaciais (comprimento, largura e altura) e uma dimensão temporal (tempo) são necessárias. As dimensões são componentes independentes da malha de coordenadas necessárias para localizar um ponto num determinado "espaço". Num globo, a latitude e a longitude são duas coordenadas independentes que, juntas, determinam um único local. No espaço-tempo, uma grelha de coordenadas, que engloba 3 +1 dimensões, localiza eventos (e não apenas pontos no espaço), isto é, o tempo é adicionado como uma outra dimensão na malha de coordenadas. As coordenadas especificam onde e quando ocorrerem eventos. A unicidade do espaço-tempo e a liberdade de escolha das coordenadas permite expressar a coordenada temporal num sistema de coordenadas tendo coordenadas temporais e espaciais. Num sistema de coordenadas normal, há restrições sobre como as medidas podem ser feitas de maneira espacial e temporal. Estas restrições correspondem a um determinado modelo matemático que difere do espaço euclidiano na sua simetria. Até o início do século XX, pensava-se que o tempo era independente do movimento e progredia a uma taxa fixa em todos os quadros de referência. Experiências posteriores revelaram que o tempo retarda a altas velocidades ("dilatação do tempo", que explica a teoria da "relatividade especial"). Várias experiências confirmaram a dilatação do tempo: (i) Os relógios atómicos a bordo de uma nave espacial avançam mais rapidamente do que na Terra ; (ii) O decaimento relativo dos muons dos raios cósmicos, etc. A duração do tempo pode ser diferente para vários eventos em quadros de referência diferentes. Quando as dimensões são interpretadas como componentes da malha do sistema, em vez de atributos físicos do espaço, é mais fácil compreender as dimensões alternativas como sendo simplesmente o resultado das transformações das coordenadas.
Espectroscopia............................................................................................................................................................................................................................Spectroscopy
Spectroscopie / Espectroscopía / Spektroskopie / 光谱学 / Спектроскопия / Spettroscopia
Estudo da interacção entre radiação e matéria, função do comprimento de onda. Historicamente, a espectroscopia referia-se à utilização da luz visível dispersa segundo o comprimento de onda, como é o caso, quando a luz atravessa um prisma de vidro ou cristal. Actualmente, o conceito de espectroscopia inclui qualquer medida de uma quantidade em função do comprimento de onda ou da frequência.
Ver: « Lei de Snel l»
&
« Ângulo de refracção »
&
« Teste da Chama »
A espectroscopia está associada à dispersão da luz de um objecto nas suas cores componentes (ou seja, energia). Ao realizar uma tal dissecação e análise da luz de um objecto, os astrónomos podem determinar as propriedades físicas do objecto (tais como temperatura, massa, luminosidade e composição). A compreensão da espectroscopia passa antes de mais por uma compreensão da luz, que actua como uma onda, mas que também tem propriedades de partículas. As ondas de luz viajam à velocidade da luz e os diferentes comprimentos da onda de luz manifestam-se como cores diferentes. A energia de uma onda de luz é inversamente proporcional ao seu comprimento de onda, ou por outras palavras, as ondas de baixa energia têm comprimentos de onda longa, e as ondas de luz de alta energia têm comprimentos de onda pequenos. Quando olhamos para o Universo numa diferente "luz" de forma "diferente", ou seja, num comprimentos de onda "não visível", estamos a sondar diferentes tipos de condições físicas e por isso e podemos ver os novos tipos de objectos. Raios gama de alta energia e raios-X permitem observar galáxias activas e restos de estrelas maciças, acreção de matéria à volta de buracos negros, etc., enquanto que a luz visível é melhor para observar a luz produzida pelas estrelas. Existem duas classes distintas de espectros: (i) Contínuos e (ii) Discretos. Nos contínuos a luz é composta por uma larga e contínua gama de cores (energias). Nos discreto, vêm-se apenas distintas linhas claras ou escuras com grande definição de cores (energias). Espectros discretos com linhas brilhantes são chamados de espectros de emissão, e os com linhas escuras são espectros de absorção. Na prática o ponto focal do feixe de luz do telescópio é trazido para a fenda do espectrómetro, o que é finalmente capturada pelo detector. A luz que passa através da fenda, em seguida, é reflectida num espelho de colimação, que paraleliza o feixe de luz, antes de enviá-lo para uma grade de difracção, que dispersa os feixes paralelos de luz em suas cores do componente / comprimentos de onda / energia.
Espeleogénese..............................................................................................................................................................................................................................Speleogenesis
Spéléogenèse / Espeleogenésis / Speläogenese / Speleogenesis（起源和发展的洞穴） / Спелеогенез (генезис пещер) / Speleogenesi
Origem e desenvolvimento das cavernas nas rochas carbonatadas, i.e., o conjunto dos processos que determinam a hidrologia do carso.
Ver: « Carso »
&
« Carso Litoral »
&
« Caverna »
A espeleogénese é na origem e desenvolvimento das cavernas, i.e., o processo principal que determina as características essenciais da hidrogeologia cárstica e os princípios da sua evolução. Como ilustrado nesta figura, maior parte das vezes, trata do desenvolvimento de cavernas nas rochas calcárias, causado pela presença de água com dióxido de carbono (CO2) dissolvido, produzindo ácido carbónico, que permite a dissociação do carbonato de cálcio dos calcários. Água que se escoa através de fissuras da rocha à volta de uma caverna pode dissolver certos componentes, geralmente, calcite e aragonite (ambos são carbonatos de cálcio) ou gesso (sulfato de cálcio). O taxa de dissolução depende da quantidade de dióxido de carbono em solução, da temperatura e de outros factores. Quando a solução atinge uma caverna cheia de ar, uma descarga de dióxido de carbono pode alterar a capacidade da água para manter estes minerais em solução, causando a sua precipitação. Com o tempo, que pode ser de dezenas de milhares de anos, a acumulação destes precipitados pode formar os espeleotemas que ornamentam as cavernas (não confundir com espeleogenos, tecnicamente distintos espeleotemas, e que são formações dentro de cavernas criadas por remoção da rocha e não depósitos de secundários). As cavernas podem formar-ser por vários processos geológicos. Estes podem envolver uma combinação de processos químicos, erosão pela água, forças tectónicas, micro-organismos, pressão, influencias atmosféricas e mesmo escavamento. Entre as cavernas mais conhecida pode citar-se: (i) A caverna de Lechuguilla, que em 2006, era a quinta maior caverna do mundo (± 193 km) e a mais profunda no território continental dos Estados Unidos, mas ela é famosa pela sua geologia ; (ii) Cavernas de Skyline, localizadas na Virginia, que são um dos únicos lugares na Terra, onde antodites podem ser observados (o termo antodite termo foi citado na literatura científica, pela primeira, em 1965 por Kashima para descrever um espeleotemas semelhantes a flores compostos por uma alternância de calcite e aragonite) ; (iii) A caverna de Ogof Craig que é talvez a caverna mais bem decorado na Grã-Bretanha.
Espeleotema............................................................................................................................................................................................................................................Speleothem
Spéléothème / Espeleotema / Speläothem / 石笋 / Спелеотемы / Speleotema
Depósito mineral secundário formado numa caverna, como, por exemplo, as estalactites ou estalagmites.
Ver: « Caverna »
&
« Estalagmite »
&
« Gruta »
Espeleotemas podem ter várias formas, dependendo se a água pinga, se exsuda, se condensa, escoa, ou se ela forma pequenas lagoas. A maior parte dos espeleotemas são nomeados por sua semelhança com objectos naturais ou feitos pelo homem. Os principais tipos de espeleotemas são : (i) Estalactites ; (ii) Espirocones e Saca-rolhas ; (iii) Helictites e Heligmites ; (iv) Cortinas ; (v) Estalagmites ; (vi) Escorrimentos ; (vii) Flores e Agulhas, etc. Os espirocones e saca-rolhas são tipos especiais de estalactites em formato de espiral ou de saca rolha. Os helictites e heligmites são espeleotemas formados a partir do tecto ou das paredes (helictites) ou do chão (heligmites), por um processo que é, inicialmente, semelhante ao das estalactites, mas ao invés de se formarem verticalmente em direcção ao solo, se desviam para os lados ou mesmo para cima. As cortinas formam-se quando o tecto é inclinado e a água que chega pelas frestas não pinga verticalmente, mas escorre seguindo a curvatura do tecto e paredes. Os escorrimentos formam-se quando a água, que escorre pelas paredes ou em torno de colunas e estalagmites mais antigas. Uma das formas mais comuns são os órgãos, semelhantes a grupos de estalactites coladas nas paredes. Também há cascatas de pedra. Outras formas de escorrimento podem criar discos ou folhas projectadas das paredes, lustres ou pingentes no tecto e placas estalagmíticas que se acumulam no chão cobrindo grandes áreas ao invés de subirem verticalmente. A exsudação pode criar gotículas, bolhas e outras formas chamadas colectivamente de coralóides. Alguns espeleotemas podem ter formações semelhantes a estalactites de pequeno comprimento que crescem lado a lado, chamados de dentes de cão. As agulhas são finos tubos constituídos de aragonite transparente, com uma espessura muito pequena. Elas ocorrem em conjuntos com dezenas ou centenas de agulhas umas próximas às outras. Podem nascer nas paredes no chão, raramente no tecto, como resultado da exsudação. As flores são constituídas de aragonite, mas também ocorrem em gipsite e calcite. Elas são compostas de centenas de cristais que irradiam a partir de um ponto central. Também podem fazer cachos, irradiados a partir de um eixo que pode se deslocar em diversas direcções como o caule de um cacho de flores.
Espessamento (avanço de um glaciar)..............................................................................................................................................................Glacial thickening
Épaississement (avance d'un glacier) / Espesamiento (avanço glaciar) / Verdickung (vor einem Gletscher) / 增厚（提前冰川） / Утолщение (ледник) / Ispessimento (avanzare di un ghiacciaio)
Aumento da massa de um glaciar, quando a acumulação é superior à ablação. Um glaciar é como uma corrente de água, quer isto dizer, que ele existe, unicamente, enquanto há escoamento. Se a acumulação é maior do que a ablação, o glaciar engrossa continuando a escoar-se costa abaixo. Se a ablação é superior à acumulação, ele não se encolhe, continua a escoar-se costa abaixo, mas adelgaçando-se.
Ver: « Glaciar »
&
« Glaciação »
&
« Ciclo de Milankovitch »
Certos geocientistas, mas sobretudo, os novos ecologistas, que na sua grande maioria votam à esquerda (não esqueça que na maior parte dos países ocidentais os "verdes" são conhecidos como melancias, quer isto dizer, verdes por fora e vermelho por dentro), falam de avanço e recuo dos glaciares. Um glaciar, por definição, avançar, mas nunca pode recuar (quer dizer andar para trás). Um glaciar é única e simplesmente um rio (corrente de) de gelo, que por definição se deslocam sempre costa abaixo e não costa acima. Assim, é mais correcto dizer que um glaciar engrossa ou que o seu volume aumenta, quando a acumulação é menor do que a ablação e que ele se adelgaça (diminui de espessura) quando a ablação é maior do que a acumulação. O adelgaçamento e engrossamento, muitas vezes não tem nada a ver com a extensão do glaciar. Existem glaciares que diminuíram de extensão, mas cujo volume aumentou. É exactamente o que se passa em certas regiões da Antárctica (não esqueça que offshore Oeste é afectado por uma corrente marinha quente, que, evidentemente, funde uma parte do gelo, o que não tem nada a ver com o aquecimento global e sobretudo com o chamado aquecimento global antropogénico. Como ilustrado nesta figura, é muito provável que o espessamento e adelgaçamento dos glaciares esteja, em grande parte associado com os ciclos solares. Neste exemplo, durante o ciclo solar 22, que foi um ciclo frio, a grande maioria dos glaciares aumentaram de espessura e a extensão lateral de muitos deles aumentou (avançaram como dizem certos geocientistas). Contudo, o ciclo solar no 23 (1996 e 2008) a maioria dos glaciares diminui de espessura e a extensão lateral diminuiu. Com o ciclo 24, que parece ter começado em 2009, é provável que a extensão lateral e o volume de muitos glaciares aumente.
Espigão Abissal........................................................................................................................................................................................................................................................Pyton
Piton abyssal / Espigón abisal / Piton abyssal / 冰锥深海 / Глубинный пик / Piton abissale
Pico ou montanha que se levanta da planície abissal, mas que não atinge à superfície do mar (nível do mar), i.e., que não forma uma ilha. Tipicamente, os espigões abissais são vulcões extintos que emergem da planície abissal de maneira abrupta e que, normalmente, estão sob uma lâmina de água entre 1 000 e 4 000 metros. Sinónimo de Monte Submarino Abissal.
Ver : « Abissal »
&
« Planície Abissal »
&
« Crista Oceânica Média »
Os montes altos terminados em pico e as cadeias de montanha não se encontram unicamente nas áreas continentais. Contrariamente ao que muita gente pensa, algumas das maiores e mais altas montanhas do mundo ocorrem nos oceanos. As montanhas que se encontram debaixo de água são chamadas montanhas submarinas que se levantam acima do assoalhado oceânico. As montanhas, mais ou menos, isoladas que se levantam da planície abissal e que, em geral, têm uma forma cónica acentuada, como as ilustradas nesta figura, são denominadas, por certos geocientistas, espigões abissais. Muitos destes espigões são vulcões extintos, que se formaram acima de pontos quentes (correntes de magma, que ascende das partes profundas da Terra e que se escoa através do crusta para entrar em erupção na superfície ou no fundo do mar). Como ilustrado, no Golfo do Alasca, do fundo do mar levantaram-se muitos espigões abissais, alguns dos quais tem cerca de 30 Ma. Entre eles o espigão Patton, que tem cerca de 3000 metros de altura e 30 km de largura, quase atinge o nível do mar, uma vez que o seu topo está sob uma lâmina de água de cerca de 180 metros. Este espigão formou-se como um vulcão submarino há cerca de 30 milhões de anos, no offshore do estado de Washington, isto é, muito longe do sítio em que ele se encontra actualmente. Com o tempo, o espigão Patton foi deslocado para fora (oeste) do ponto quente que o originou, pelo movimento da placa litosférica do Pacífico. Outros vulcões formaram-se por cima do mesmo ponto quente, que hoje formam uma cadeia de espigões (a idade dos espigões diminuí de Oeste para Este e um dos espigões mais recente tem cerca de 700 ky, Bowie). Embora eles tenham sido criados por pontos quentes, eles têm tamanhos, formas e vulcanismo característicos. Corais profundos, esponjas, peixes e muitas espécies marinhas que foram desconhecidas durante muitos anos habitam nos espigões abissais.
Espiral de Eckman............................................................................................................................................................................................................Eckman Spiral
Spiral d' Eckman / Espiral de Eckman / Korkenzieherströmung / 埃克曼螺旋 / Экмановская спираль / Spirale di Eckman
Variação helicoidal do vector velocidade de uma corrente marinha em profundidade, função do efeito de Coriolis.
Ver: « Efeito de Coriolis »
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« Transporte de Eckman »
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« Contornito »
No mar, o vento controlam unicamente a parte superior das águas superficiais. A espessura de água subjacente à camada superior em movimento, sofre uma tracção (via fricção), mas é deflectida devido ao efeito de Coriolis (para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul). O intervalo seguinte sofre a tracção da camada sobrejacente, embora não tanto forte. Ele move-se, mas é igualmente deflectido. Como ilustrado neste esquema, descendo na coluna de água, todas os intervalos ou camadas de água são deflectidas e movem-se cada vez mais lentamente. A camada da base desta espiral, chamada espiral de Eckman, pode mover-se em direcção oposta a da camada de superfície. Em outros termos, pode dizer-se: (i) As correntes marinhas de superfície são influenciadas pelo efeito de Coriolis ; (ii) O escoamento de superfície é desviado 45° com respeito à direcção do vento devido ao efeito de Coriolis ; (iii) O vector velocidade é mais desviado à medida que a profundidade aumenta ; (iv) À profundidade de fricção, o vector velocidade orienta-se ao contrário da direcção do vento ; (v) Como a magnitude do vector velocidade diminui com a profundidade, o transporte efectivo, chamado transporte de Eckman, é a 90° (para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul) da direcção do vento ; (vi) O vector velocidade forma uma espiral, chamada espiral de Eckman, que têm uma geometria helicoidal positiva no hemisfério norte e negativa no hemisfério sul. Quando o vento provoca um movimento da água superficial para o largo (longe da costa), a parte inferior da água move-se, verticalmente, para cima. Ao contrário, quando o vento obriga a superfície da água a deslocar-se para a linha da costa, a água superficial desloca-se, verticalmente, para baixo. Quando o vento sopra de norte para sul, a água superficial desloca-se para oeste, isto é, para longe da costa (hemisfério norte). Uma corrente ascendente trás para a superfície água fria. Enquanto que as águas superficiais são, normalmente, pobres em nutrientes (fosfatos e nitratos, etc.), que são críticos para o crescimento das plantas, as águas profundas e frias têm altas concentrações deste nutrientes.
Espraiamento e Ressaca......................................................................................................................................................................Swash & Backwash
Courant d'afflux et de retrait / Espraiamento y resaca, Corriente de entrada y retirada / Schwungschrift und Backswash, Einschaltstrom und Rückzug / 浪涌电流和戒断 / Течение прилива и отлива / Flutto montante (getto di riva) e risacca
Movimento da água do mar em direcção da praia depois que as ondas do mar se tenham quebrado (sinónimo de corrente de afluxo). A ressaca, que alguns geocientistas chamam corrente de refluxo, é a corrente que retorna para o mar depois do espraiamento e que se junta ao movimento da onda na crista seguinte. Para outros geocientistas o espraiamento engloba as duas correntes associadas à rebentação das ondas, que eles chamam correntes de ressaca.
Ver: " Praia-Baixa "
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" Ondulação (de praia-baixa) "
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" Corrente de Afluxo "
Esta fotografia tirada na da praia de Galvestone (Texas, EUA), ilustra o resultado da interacção do espraiamento (corrente de afluxo) e da ressaca (corrente de refluxo). O padrão oblíquo à linha da costa é produzido pelas correntes de afluxo (espraiamento), enquanto que o padrão perpendicular é produzido pelas correntes de refluxo. O espraiamento transporta areia e outras partículas (pouco pesadas) para a praia. A direcção do espraiamento varia com o vento. A corrente de ressaca ou de refluxo é sempre perpendicular a linha da costa. Teoricamente, o espraiamento e a ressaca podem explicar-se da seguinte maneira: (i) Quando a profundidade da água do mar é cerca de 1/3 da altura das ondas, i.e, quando as partes mais inclinadas das ondas inclinam 60° ou mais, as ondas tornam-se instáveis e a parte superior tomba para a frente, o que quer dizer, que as ondas se quebram ou rebentam ; (ii) Desde que uma onda se quebra, em massas de espuma turbulenta, a água começa a deslocar-se para a praia sob a acção do seu próprio momento (vector cuja grandeza é o produto da intensidade da força - peso da onda - pela distância a linha de acção da força; (iii) Na praia, o momento da onda transporta-a para a terra por uma corrente, que se chama corrente de afluxo ; (iv) A corrente de afluxo lava a praia e transporta a areia e outras partículas mais finas ; (v) Esta corrente perde energia, devido ao atrito do fundo do mar e do declive e inverte de sentido, originando a corrente de refluxo, que se dirige para o mar segundo o declive do fundo ; (vi) Este movimento da água em direcção do mar só é evidente à superfície (ele existe unicamente até uma profundidade de, mais ou menos, 1 metro). Em detalhe, quando uma onda quebra, a corrente de refluxo desloca-se par o mar em direcção da próxima crista. Como a direcção da corrente de afluxo é, mais ou menos, na direcção do vento, isto é, perpendicular à direcção das ondas do mar, e a direcção da corrente de refluxo é sempre perpendicular a linha costa, a interacção das duas correntes cria uma corrente, mais ou menos, paralela a linha da costa.
Espraiado, Estrão, Faixa Entremarés.............................................................................................................................................................................................................Strand
Estran (replat) / Zona entre mareas / Strand / 斯特兰德 / Полоса берега, перекрываемая водой во время прилива / Zona inter-cotidale
Espaço litoral compreendido entre os níveis da maré mais alta e da maré mais baixa. O espraiado é também chamado faixa ou zona entremarés ou zona intertidal.
Ver: « Maré »
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« Variação Relativa (do nível do mar) »
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« Maré Viva »
Função da amplitude das marés e da inclinação da costa, o espraiado ou zona intertidal, para certos geocientistas, pode ser mais ou menos grande. Dentro de um ciclo-sequência quando a invasão continental costeira (componente horizontal da agradação costeira) é grande, provavelmente o espraiado é também muito grande, uma vez que a morfologia do continente é muito plana. Como caso extremo, podemos citar a Guiné-Bissau, onde o espraiado representa cerca 20% da área do país. O espraiado, também conhecido como a zona litoral, em ambientes aquáticos marinhos é a área à beira do mar, na qual o fundo do mar é exposto durante a maré baixa e submersa na maré alta, ou seja, a área entre as marés. No espraiado, os organismos mais comuns são pequenos e muitos são organismos, relativamente, simples. Isto é devido a um certo número de razões: (i) O fornecimento de água que os organismos marinhos necessitam para sobreviver é intermitente ; (ii) A acção das ondas na costa pode desalojar organismos mal adaptados ; (iii) A elevada exposição ao sol e às variações de temperatura podem ser extremas, de muito quente a perto de zero em climas frios (mares frios) e (iv) A salinidade é muito forte, uma vez que a água salgada estagnada nas poças e charcos evapora-se originando depósitos de sal. Esses quatro factores tornam o espraiado um ambiente não muito apropriado para a vida. Uma costa rochosa típica pode ser dividida em uma zona de salsugem (também conhecida como a zona supratidal), que está acima da linha da maré que ocorre durante as sizígias e que é coberta por água só durante as tempestades, e uma zona intertidal, que fica entre as marés altas e baixas extremas. Ao longo da maioria das costas, a zona intertidal podem ser, facilmente, subdividida nas seguintes subzonas: a) Zona de maré alta ; b) Zona de maré média e c) Zona de maré baixa. A zona de maré média é submersa e inundada por períodos de tempo aproximadamente iguais em cada ciclo de maré. Por conseguinte, as temperaturas são menos extremas, devido à menor exposição directa ao sol e, portanto, a salinidade é apenas um pouco superior a do oceano.
Estabilidade Relativa (do nível do mar).........................................................................................................................................Relative Stillstand
Stabilité relativ (du niveau de la mer) / Estabilidad relativa (del nivel de mar) / Relative Stabilität (NN) / 相对稳定（海平面） / Относительная стабильность уровня моря / Stabilità relativa (livello del mare)
Quando a coluna de água (lâmina de água) é constante. Isto acontece quando o nível do mar e a superfície de depósito são estacionários, sobem ou descem com a mesma velocidade. Nas linhas sísmicas, uma estabilidade relativa do nível do mar reconhece-se pela presença de biséis somitais e uma, quase, ausência de biséis de agradação costeira.
Ver: « Variação Relativa (do nível do mar) »
&
« Linha da Costa »
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« Bacia sem Plataforma»
Um intervalo sísmico com uma configuração interna, aparentemente, progradante oblíqua, é bem visível, na parte superior deste detalhe, de interpretação geológica de uma linha sísmica do Mar Negro. Um tal intervalo sugere que as condições de deposição eram, nesse sítio (espaço) e nessa altura (tempo), caracterizadas por: (i) Um acarreio sedimentar relativamente importante ; (ii) Um espaço disponível para os sedimentos, i.e, uma acomodação, mais ou menos, constante e relativamente pequena, durante todo o depósito ; (iii) Uma subsidência, relativamente, fraca e (iv) A base do intervalo, relativamente, pouco inclinada para o mar (tome em linha de conta o artefacto sísmico induzido pelo aumento da lâmina de água: os reflectores distais estão, exageradamente, inclinados devido ao aumento da lamina de água). Tudo isto quer dizer, que durante a deposição desse intervalo progradante, provavelmente, o nível relativo do mar manteve-se, mais ou menos, estável (estabilidade relativa). Condições geológicas deste tipo são frequentes em regimes sedimentares energéticos com uma zona de trânsito sedimentar importante, o que permite uma accreção lateral e um preenchimento da bacia muito rápido, sem erosão ou com uma pequena erosão na parte superior da superfície de deposição. Um exame mais atentivo da parte superior desta linha sugere, fortemente, que as terminações superiores das progradações, isto é, que os biséis somitais (ou biséis superiores) não são progradações oblíquas puras. Mesmo o intervalo progradante é limitado superiormente por uma discordância (superfície de erosão), a qual parece ter sido reforçada pela tectónica (discordância angular). É muito possível que estas progradações fossem, inicialmente, sigmóides (progradações com accreção lateral e vertical), mas que erosão associada à descida relativa do nível do mar responsável da discordância tenha erodido a parte agradante das progradações, o que quer dizer, que as terminações dos reflectores podem corresponder a biséis somitais por truncatura.
Estalactite.................................................................................................................................................................................................................................................................Stalactite
Stalactite / Estalactita / Stalaktit / 钟乳石 / Сталактит / Stalattite
Rocha cristalina carbonatada suspensa da abóbada das cavernas (em geral, nas rochas calcárias) criada por uma evaporação parcial das gotas de água que caiem do tecto.
Ver: « Estalagmite »
&
« Calcário »
&
« Caverna »
As estalactites são espeleotemas, isto é, depósitos minerais das cavernas resultantes da sedimentação e cristalização de minerais dissolvidos na água. Elas encontram-se em todas as cavernas calcárias e formam-se pelas gotas de água que caiem do tecto. Na realidade, a água, ao entrar em contacto com o ar da gruta, liberta parte do CO_2 dissolvido e precipita um anel de calcite, na base da gota. À medida que mais calcite se precipita, forma-se um tubo oco e alongado, que pode atingir vários metros de comprimento e alguns centímetros de diâmetro. Com o tempo, uma estalactite aumenta de diâmetro, uma vez que a água do tecto escorre pelo seu exterior, precipitando mais calcite. Este aumento de espessura faz-se de cima para baixo, o que lhe dá um forma cónica. As estalactites em forma espiral chamam-se espirocones ou estalactites em saca rolhas. Elas formam-se quando o canal principal da estalactite se entope e a água é forçada a buscar outros caminhos pelas paredes do tubo ou pela raiz. O escorrimento pela parte externa faz com que a estalactite fique mais espessa próxima da raiz. Por outro lado, as irregularidades da estalactite fazem com que a água escorra em espirais criando a forma característica em saca rolhas destas estalactites. Os espeleotemas formados a partir do teto ou das paredes chamam-se helictites e os formados a partir do chão chamam-se heligmites. O processo é inicialmente semelhante ao das estalactites, mas em vez de se formarem verticalmente em direcção ao solo, como as estalactites, elas desviam-se para os lados ou mesmo para cima. Quando o tecto de uma caverna é inclinado, a água quando chega às fendas não pinga verticalmente, mas escorre ao longo do declive do tecto e das paredes e a precipitação dos minerais produz cortinas com uma espessura que varia de alguns milímetros até vários centímetros. Estes depósitos chamados cortinas podem fazer bifurcações ou juntar-se em conjuntos, mais ou menos, complexos. Em algumas cavernas antigas, as cortinas podem chegar até o chão e podem até fechar algumas galerias. Quando as cortinas são formadas com camadas sedimentares de cores diversas, os espeleólogos chamam-lhes "fatias de toucinho", uma vez que elas parecem mesmo fatias de toucinho.
Estalagmite........................................................................................................................................................................................................................................................Stalagmite
Stalagmite / Estalagmita / Stalagmit / 石笋 / Сталагмит / Stalagmite
Concreção ou rocha calcária mamilosa formada no solo das cavidades subterrâneas pela queda lenta e evaporação das águas que filtram pela abóbada.
Ver: « Estalactite »
&
« Calcário »
&
« Gruta »
Como ilustrado nesta figura, as estalagmites são formações que crescem a partir do chão de uma gruta ou caverna e que vão em direcção do tecto. Elas formam-se pela deposição (precipitação) de carbonato de cálcio a partir da água que cai do tecto. Ao contrário das estalactites, as estalagmites, formam-se de baixo para cima pelo crescimento de sucessivas camadas de pequenos cristais alongados de calcite, orientados, mais ou menos, perpendicularmente à superfície de crescimento. As estalagmites podem apresentar formas diversas: bolbosas, achatadas, colunares, etc., e, por vezes, com formas muito irregulares, o que contrasta com o que se verifica nas estalactites. A junção de uma estalagmite com uma estalactite forma uma coluna. Muitas estalagmites podem ser datadas (de maneira absoluta) uma vez que, por vezes, isótopos (átomo que tem o mesmo número atómico que outro, mas um número de massa diferente) radioactivos substituem o cálcio. A taxa de desintegração dos isótopos pais em isótopos irmãos, permite de calcular a idade da deposição, o que permite de datar certos fósseis e objectos arqueológicos de maneira indirecta. Hackley et al. (2008), utilizaram as estalagmites como base de datação não só das cavernas do sul do Illinois, mas também dos terramotos da região. Eles descobriram que algumas das mais jovens estalagmites começaram a formar-se, unicamente, a partir de 1811-1812, isto é, depois do grande terramoto de Nova Madrid (EUA). A água carregada de carbonato de cálcio que pinga através das fendas do tecto cai no chão e uma estalagmite começa a crescer lentamente. O tempo pode ser medido pela alternância das camadas claras e escuras, onde cada par representa um ano. Quando um terramoto afecta uma região, as antigas facturas podem ser fechadas e novas formar-se. Em consequência, a água que se escoa no tecto da cave pode desviar-se do trajecto inicial e, eventualmente, formar novas estalagmites. Desta maneira, é possível que cada nova geração de estalagmite sublinhe um terramoto. Além do terramoto de 1811-12, esta metodologia permitiu de reconhecer pelo menos 7 outros terramotos nos últimos 18 000 anos.
Estilolitização................................................................................................................................................................................................................................Styolitization
Styolitisation / Estilolitización / Styolites Bildung / 的缝合线的形成 / Формирование стилолитов / Formazione di styolites
Processo diagenético de formação dos estilólitos por um movimento diferencial vertical provocado pela pressão exercida sobre as rochas, em geral, carbonatas, o qual é acompanhada por uma dissolução parcial.
Ver: « Estilólito »
&
« Calcário »
&
« Lei de Goguel »
Estes esquemas mostram como é que a direcção dos picos dos estilólitos sublinha a direcção do eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos (σ1), uma vez que o plano dos estilólitos dá o plano de intersecção entre σ2 e σ3. Como neste exemplo o σ1 é horizontal, os sedimentos foram encurtados, quer por dobras (anticlinais ou sinclinais), quer por falhas inversas, quer por uma combinação de falhas inversas e dobras. A direcção das estruturas que encurtaram os sedimentos, isto é, a direcção do plano axial dos anticlinais ou a direcção do plano das falhas é sempre paralela ao σ2. Se σ2 for horizontal (σ3 vertical), as falhas que afectam os sedimentos são falhas inversas e as dobram serão cilíndricas. Se σ2 for vertical (σ3 horizontal), as falhas, que encurtam os sedimentos, serão falhas de deslizamento e as dobras associadas serão cónicas, o que quer dizer, que elas não são, exactamente, perpendiculares ao σ1. Quando, os picos dos estilólitos são verticais, quer dizer, que os sedimentos foram alargados por um regime tectónico extensivo, uma vez que o σ1 é vertical. Neste caso, a direcção das falhas normais é paralela ao σ2 . Assim o eixo σ2 é dado pela intersecção de duas falhas normais com polaridade (inclinação) oposta. Este esquema mostram, também, como é que se pode calcular aproximadamente a quantidade de material que se dissolveu durante a deformação. Se imaginarmos um fóssil, por exemplo, uma trilobite, antes e depois da estilolitização, é fácil calcular, mais ou menos, a quantidade de material que desapareceu por dissolução. Isto é importante, sobretudo nas regiões calcárias, para saber, por exemplo, se tem sentido ou não balancear (equilibrar) os cortes geológicos, uma vez que quase todos os métodos de balanceamento são baseados na lei de Goguel. Esta lei diz, que durante a deformação a quantidade de material conserva-se, mais ou menos, constante (tendo em linha de conta a compactação). Contudo, como ilustrado nesta figura, no caso das rochas carbonatadas uma dissolução importante pode alterar de maneira significativa a lei de Goguel.
Estilólito.............................................................................................................................................................................................................................................................................Stylolite
Stylolithe / Estilólita / Stylolith / 缝合线 / Стилолит / Stylolite
Limite irregular entre duas porções de uma rocha, em geral calcária, formado pelos resíduos insolúveis do material rochoso que foi dissolvido acima e abaixo dele.
Ver: « Estiolitização »
&
« Dissolução »
&
« Lei de Goguel »
Um estilólito é uma superfície, ou um contacto, mais ou menos, irregular que ocorre, em geral, nas rochas carbonatadas e que sublinhada uma penetração entre dois blocos da mesma rocha. A grande maioria dos geocientistas pensa que os estilólitos são formados de maneira diagenética por movimentos diferenciais, sobre pressão, e acompanhados de dissolução. Os estilólitos são superfícies que ocorrem dentro de uma determinada rocha, em geral carbonatada, ao longo das quais houve uma dissolução, que é sublinhada pelos minerais argilosos insolúveis que permanecem no mesmo sítio, mesmo depois da calcite ter sido dissolvida e transportada para outras áreas. Isto quer dizer, que os estilólitos resultam, sobretudo, da compactação e pressão dos fluídos durante a diagénese e que podem ser, mais ou menos, alargados por um subsequente escoamento das águas subterrâneas. Os estilólitos aparecem nos afloramentos e amostras de mão como descontinuidades irregulares em ziguezague, as quais são, muitas vezes, reforçadas pelos insolúveis de argila, óxidos de ferro ou material orgânico. Estudos sobre os estilólitos e outras estruturas induzidas pela pressão das soluções minerais sugerem que eles podem ter diversas origens. Entre elas, a pressão das soluções é, geralmente, aceite como a mais provável. Contudo, há um certo número de problemas no que diz respeito a génese dos estilólitos. Nos diagramas ilustrados nesta figura, o pico dos estilólitos corresponde sempre ao σ1, isto é, o eixo principal do elipsóide dos esforços efectivos (soma da pressão geostática, pressão hidrostática e do vector tectónico). Nos estudos de campo, a determinação do σ1 permite determinar o regime tectónico que afectou a região. Se σ1 for vertical, os sedimentos foram alargados por um regime extensivo e a direcção das falhas normais, que permitiram o alargamento, é paralela ao σ2 . Se σ1 for horizontal, os sedimentos foram encurtados, por um regime tectónico compressivo, quer por anticlinais-sinclinais, quer falhas inversas. A direcção das dobras e planos das falhas inversas é paralela σ2. Note, que há uma única maneira de alargar os sedimentos (falhas normais) e duas de os encurtar (dobras e falhas inversas).
Estratificação (água).....................................................................................................................................................................................................................Stratification
Stratification (eau) / Estratificación (agua) / Schichtung (Wasser) / 分层（水） / Расслоение (воды) / Stratificazione (acqua)
Arranjo em camadas de um corpo de água. As camadas diferenciam-se por um contraste de densidade, a qual é o resultado da temperatura, salinidade ou de uma combinação das duas.
Ver: « Corrente de Densidade »
&
« Corrente Ascendente »
&
« Termoclina »
A estratificação da água ocorre quando água com alta e baixa salinidade (haloclina), ou água quente e fria (termoclina) formam camadas que actuam como barreiras à miscibilidade (qualidade de miscível, isto é, que pode ser misturada) da água. Na oceanografia, a haloclina designa um forte gradiente vertical da salinidade. Como a salinidade afecta a densidade da água do mar, por exemplo, ela exerce um papel importante na estratificação vertical da água. Um aumento da salinidade de 1 kg/m3 cria um aumento de densidade de cerca de 0,7 kg/m3. Nas áreas de latitude média, quando há um excesso de evaporação, em relação a precipitação, a água superficial fica mais salgada do que água profunda. Nestas regiões, a estratificação vertical é sobretudo motivada pela diferença de temperatura entre as águas superficiais, que são mais quentes, e as águas profundas mais frias. A termoclina é um horizonte, relativamente, pouco espesso, mas muito característico quer dos oceanos, quer lago ou mesmo da atmosfera, no qual a temperatura muda muito mais rapidamente, em profundidade, do que o que acontece nos horizontes sobrejacentes e subjacentes. No oceano, a termoclina separa os horizontes superiores, onde a água é muito misturada e agitada, dos horizontes inferiores profundos, onde a água está quase em repouso. En função das estações, latitude e turbulência criada pelos ventos, a termoclina pode ser semipermanente ou mudar muito de espessura e profundidade. Esta figura ilustra a estratificação térmica da água do lago Biwa no Japão. No verão, o gradiente (taxa de variação de uma grandeza física em função da distância ou do tempo) de temperatura muda muito bruscamente entre a água quente, da superfície, e a água fria subjacente. A barreira entre estes dois níveis, isto é, a termoclina, corresponde neste exemplo, a um horizonte, cuja espessura é de, mais ou menos, 10 metros, e cuja profundidade é de 15 metros ao sul e cerca de 30 metros ao norte. Neste lago, além das ondas de superfície, que muitas vezes são tão altas como as onda do mar, a termoclina propaga-se como uma grande onda através do lago.
Estratificação (sedimentos)................................................................................................................................................................................................Stratification
Stratification (sédiments) / Estratificación (sedimentos) / Stratifizierung (Sediment) / 分层（沙） / Слоистость (осадка) / Stratificazione (sedimento)
Acumulação dos sedimentos em estratos ou camadas.
Ver: « Estratos »
&
« Turbidito »
&
« Lei de Steno »
Como ilustrado nesta fotografia das gargantas do rio Ardèche, em França, a estratificação é a sobreposição vertical de um conjunto de estratos, isto é, de níveis de rochas com características internas consistentes, que as distinguem dos níveis contíguos. Os sedimentos clásticos são depositados em horizontes, mais ou menos, horizontais chamados estratos ou camadas. Esta disposição resulta da tendência que tem a água, e o vento, também, de espalhar sedimentos do mesmo tipo em níveis, relativamente, finos sobre uma grande área e durante um período com condições ambientais semelhantes. Quando as condições ambientais mudam no sítio de deposição várias coisas podem acontecer: (i) Diferentes tipos de sedimentos podem ser depositados no topo do nível anterior ; (ii) Pode haver um período de tempo durante o qual os sedimentos não se depositam ; (iii) O nível original poder ser erodido, etc. De qualquer maneira, como o ambiente de deposição é o mesmo, o tipo de sedimentos depositados tende a ser mais semelhante dentro do mesmo nível do que em dois níveis diferentes. Os sedimentos tenham tendência a ser mais semelhantes dentro da mesma camada que em camadas diferentes, a continuidade lateral tem limites. Uma camada particular pode ser, relativamente, fina e biselar-se (desaparecer lateralmente), sem deixar nenhum registo particular do tempo de deposição na região do biselamento. O tipo de sedimento, que caracteriza uma camada pode mudar, lateralmente, de maneira gradual, em outro tipo dentro do mesmo nível, o que sugere que o ambiente de deposição, também, pode mudar lateralmente de maneira gradual. Determinadas combinações de ambientes sedimentares favorecem descontinuidades abruptas dos níveis sedimentares do mesmo tipo. As areias e argilitos depositadas por um rio são, em geral, descontínuas, devido aos repetitivos períodos de cheias. Outros ambientes sedimentares são mais propícios à continuidade das camadas. Os argilitos pelágicos (argilito para certos geocientistas implica um anquimetamorfismo) depositados nas partes profundas das bacias exibem uma grande continuidade lateral. De qualquer maneira e em qualquer ambiente sedimentar, a estratificação caracteriza sempre uma continuidade lateral muito maior que vertical.
Estratificação Cruzada..............................................................................................................................................................Zigzag Cross Bedding
Stratification entrecroisée / Estratificación cruzada, Hummocky / Zick - Zack- Kreuz Betten / 曲折交错层理 / Диагональная зигзагообразная слоистость / Zigzag croce stratificazione
Quando os planos de estratificação inclinam em diferentes direcções, por vezes opostas, em camadas alternadas formando uma geometria em ziguezague ou em espinha de peixe (arenque).
Ver: « Estrato »
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Lâmina (lâminas) »
Uma estratificação cruzada é uma estrutura sedimentar, na qual as camadas ou lâminas têm inclinações que fazem ângulos entre si, sem ter havido nenhum episódio de discordância. As diferentes inclinações dos planos sedimentares, devem-se, essencialmente, às variações nas direcções das correntes fluviais, marinhas ou do vento. Este tipo de sedimentação pode ocorrer nos canais fluviais, nas frentes dos deltas ou em dunas, onde os sedimentos mais comuns são areias. Nas secções paralelas à direcção das camadas, este tipo de estratificação é semelhante ao produzido por camadas que são invertidas de maneira alternada, como ilustrado nesta figura. Em secções perpendiculares à direcção das camadas a geometria é fusiforme. O critério mais importante para identificar este tipo de estratificação é o reconhecimento da migração para trás e para a frente dos planos de estratificação como ilustrado acima. Esta geometria pode reconhecer-se nas secções horizontais ou nos blocos tridimensionais construídos a partir das secções verticais. Este tipo de estratificação é produzido por camadas transversas onde o escoamento varia pouco, o que causa, que o lado menos inclinado tenha direcções opostas ao longo da migração das cristas. Estas estruturas indicam as direcções das paleocorrentes porque elas são depositadas em camadas transversais e, consequentemente, as inclinações das direcções das cavas indicam a direcção das paleocorrentes. As superfícies que limitam as estratificações em ziguezague são inclinadas, com ângulos relativamente pequenos. Embora os ziguezagues se parecem com a geometria das espinhas de um arenque (peixe clupeídeo), não esqueça que este tipo de estratificação é, normalmente interpretado como formado em associação com as correntes de maré: (i) O lado menos inclinado em associação com a maré ascendente e outro ; (ii) Mais inclinado com a maré descendente. A menos que os planos de estratificação reversa migrem durante longas distâncias durante cada inversão da maré, a estratificação reversa produzirá as estruturas que são, relativamente, diferentes da estratificação em espinha de arenque. Vários processos sedimentares podem produzir estruturas que se podem confundir com este tipo de estratificação.
Estratificação Granocalibrada............................................................................................................................................Graded Bedding
Stratification granoclassée / Estratificación graduada / Graded Schichtung / 递变层理 / Ритмическая слоистость / Stratificazione graduata
Tipo de estratificação na qual cada camada exibe uma gradual e progressiva mudança do tamanho das partículas. Normalmente, o material mais grosseiro deposita-se na base da camada e o mais fino no topo. Este tipo de estratificação forma-se, em geral, quando a velocidade da corrente que transporta os sedimentos diminui progressivamente como, por exemplo, numa corrente de turbidez (ou turbidítica).
Ver: « Turbidito »
&
« Estratificação (sedimentos) »
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« Granulometria »
As camadas de arenito, por exemplo, têm, muitas vezes, uma estratificação granocalibrada como ilustrado nesta figura (direita). Este tipo de estratificação indica a base e o topo das camadas, particularmente, nas áreas em que as camadas foram encurtados, isto é, quando as rochas foram deformadas quer por dobras quer por falhas inversas. Muitas vezes, a posição das camadas sedimentares está invertida. É nestes casos, que a presença de uma estratificação granocalibrada é muito útil aos geocientistas, uma vez que ela permite verificar se as camadas estão, ou não, na sua posição original. Se os sedimentos mais grosseiros estão no topo das camadas e os mais finos na base, as camadas foram invertidas. Uma estratificação granocalibrada é, normalmente, explicada pelo descarregamento de uma certa quantidade de sedimentos, de tipos variados, num corpo de água relativamente calmo (lago ou mar). Isto acontece quando uma corrente entra dentro de um lago, mas também quando uma parte do talude continental desliza para as partes mais profundas da bacia ou mesmo quando um tsunami invade uma praia ou uma laguna. Quando a velocidade das correntes começa a diminuir, os clastos mais grosseiros são os primeiros a depositar-se (lei de Stokes, a qual é válida, unicamente, quando a densidade dos materiais transportados é idêntica), seguindo-se depois as partículas mais pequenas, à medida que velocidade da água é cada vez mais fraca e a água mais limpa. O exemplo típico deste tipo de estratificação é produzido pelas correntes de turbidez. Cada camada, que é depositada de maneira quase instantânea (em algumas horas), pode subdividir-se em vários intervalos, dos quais o primeiro é granocalibrado. Cada camada turbidítica é fossilizada por uma camada pelágica que, contrariamente, à turbidítica se deposita durante dezenas ou milhares de anos. Uma estratificação cruzada (certos geocientistas dizem entrecruzada) traduz sempre um ambiente de deposição energético, embora outros factores possam ser activos.
Estratificação Mamelonada.................................................................................................................................Hummocky Stratification
Stratification Entrecroisée Bosselée / Montículos de estratificación cruzada / Hügelige Cross-Schichtung / 丘状交错层理 / Холмистая косая слоистость / Hummocky cross-stratificazion
Estratificação ondulada característica das lâminas dos arenitos depositados nas plataformas continentais sobe a acção das ondas de tempestade.
Ver: « Configuração Clinoforme Mamelonada »
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« Estratificação (sedimentos) »
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« Ondulação de Praia-Baixa »
A estratificação mamelonada ou HCS (Hummocky Cross Stratification) forma-se ao passagem das ondulações agradantes simétricas. Como estas ondas são simétricas e os escoamentos correspondem, sobretudo, a simples movimentos para trás e para a frente e não a escoamentos para jusante, a estratificação caracteriza-se por lâminas sedimentares, que preenchem as cristas e cavas, o que quer dizer, que as lâminas têm uma geometria convexa e côncava para cima. Quando as lâminas se amalgamam, este tipo de estratificação pode confundir-se com um estratificação oblíqua côncava (também chamada estratificação oblíqua arqueada) ou TCS (do inglês "Trough Cross Stratification"), porque as lâminas convexas, para cima, são muitas vezes truncadas. A estratificação mamelonada forma-se na praia-baixa e plataforma continental pelas ondas do mar. Ela caracteriza um ambiente dominado pelas ondas. As variações da estratificação mamelonada dão informações muito importantes sobre a história da sedimentação e paleogeografia. Os elementos de diagnose são, não só a geometria antiforma e sinforma, mas também a inclinação das laminações (< 15°) e o ângulo de truncatura (< 15°). A estratificação mamelonada forma-se, sobretudo, nos siltes e areias finas. Embora o tamanho das laminações não seja característico, as concentrações de mica e restos de plantas, no topo das lâminas, indicam uma certa forma de triagem. As camadas com estratificação mamelonada têm espessuras muito variáveis, entre alguns centímetros e 5-6 metro. Contudo, os conjuntos de camadas podem atingir dezenas de metros. Este tipo de estratificação é, aparentemente, formado, em condições de mar calmo, principalmente, por uma redeposição pelas grandes ondas de areia fina proveniente da cheia dos rios, da erosão da praia-baixa e dos altos de areia. A deposição faz-se quer por decantação, quer por tracção lateral induzida pela oscilação das ondas. Debaixo de um escoamento oscilatório intenso, as grandes ondas do mar depositam areia sobre as superfícies erodidas e irregulares, mas também depositam areia em moldes, mais ou menos, circulares.
Estratigrafia......................................................................................................................................................................................................................................Stratigraphy
Stratigraphie / Estratigrafía / Stratigraphie / 地层学 / Стратиграфия / Stratigrafia
Ramo da geologia que estuda a disposição das rochas em camadas. Principalmente utilizada no estudo das rochas sedimentares e vulcânicas. A estratigrafia engloba várias subdivisões como a litostratigrafia, biostratigrafia, estratigrafia sísmica, estratigrafia sequencial, estratigrafia genética, etc.
Ver: « Estratos »
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« Estratificação (sedimentos) »
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« Idade Relativa »
A estratigrafia tem três finalidades: (i) Determinar a idade das rochas a partir dos fósseis que elas contém ; (ii) Determinar o ambiente no qual as rochas se formaram, a partir das características físicas e químicas das rochas e dos seus fósseis ; (iii) Correlacionar os horizontes rochosos que ocorrem em diferentes regiões ou em continentes diferentes. Quando uma coluna sedimentar é divida em pacotes limitados por discordância, a estratigrafia diz-se sequencial. Esta estratigrafia é utilizada pelos geocientistas que trabalham nas companhias petrolíferas, uma vez que as rochas-reservatório potenciais terminam por biséis de agradação contra as discordâncias. A cronostratigrafia (tempo) baseia-se nas relações físicas entre as rochas, quer elas sejam determinadas no campo, registos eléctricos ou linhas sísmicas. Como nas linhas sísmicas a continuidade das interfaces ultrapassa, largamente, a continuidade observada no campo, elas são utilizadas para determinar a cronostratigrafia. Os intervalos estratigráficos de alta hierarquia, como os ciclos-sequência, cortejos sedimentares e sistemas de deposição, podem ser individualizados no campo e, em condições favoráveis, nas linhas sísmicas. Os ciclos eustáticos, que induzem os ciclos estratigráficos, têm uma hierarquia típica. À escala dos registos eléctricos e da interpretação sísmica, os intervalos estratigráficos podem ser correlacionados para definir unidades sedimentares dentro de um certo espaço de tempo. As correlações cronostratigráficas (correlações tempo) contrastam com as correlações litológicas, as quais definem unidades rochosas depositadas em ambientes sedimentares semelhantes. As correlações eléctricas dos intervalos cronostratigráficos são dependente da continuidade e tipo de sedimentos dentro dos estratos. As correlações sísmicas são muito mais fiáveis do que as correlações dos registos eléctricos, mas a resolução da linhas sísmicas é muita mais pequena do que resolução dos registos eléctricos. Uma utilização simultânea da cronostratigrafia e litostratigrafia dá resultados excelentes sobretudo na compreensão dos hiatos geológicos.
Estratigrafia (objectivos).........................................................................................................................................................................................................Stratigraphy
Stratigraohie (objectives) / Estratigrafía (objetivos) / Stratigraphie (Ziele) / 地层学 （目标） / Стратиграфия (цели) / Stratigrafia (obiettivi)
A estratigrafia têm três objectivos principais: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação à outras e a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis ; (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes.
Ver: « "Estratigrafia »
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« Ambiente sedimentar »
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« Deposição (clásticos) »
Além dos objectivos principais da estratigrafia: (i) Determinar a idade relativa das rochas umas em relação às outras e das a partir dos seus fósseis ; (ii) Determinar os ambientes nos quais as rochas se formaram, utilizando as suas características físicas e químicas e os seus fósseis ; (iii) Correlacionar as camadas de rochas que ocorrem em diferentes regiões ou mesmo em diferentes continentes, na industria petrolífera, ela permite também : (a) Determinar as rochas-mãe potenciais, isto é, as rochas ricas em matéria orgânica, que quando enterradas, suficientemente, podem gerar hidrocarbonetos ; (b) Determinar as rochas-reservatório mais prováveis, isto é, as rochas com uma porosidade e permeabilidade que permitam que elas armazenem hidrocarbonetos e, nesse caso, uma extracção económica dos hidrocarbonetos e (c) Determinar as rochas de cobertura, as quais podem fechar vertical (armadilhas estruturais) ou lateralmente (armadilhas não-estruturais, quer elas sejam morfológicas ou morfológicas por justaposição) as rochas-reservatório. A determinação das rochas-mães potenciais é mais fácil na estratigrafia genética, na qual os diferentes pacotes sedimentares são limitados pelas superfícies da base das progradações, o que quer dizer que a estratigrafia genética divide a coluna estratigráfica em ciclos transgressão-regressão. As rochas-mãe potenciais marinhas estão, em geral, associadas às interfaces entre as transgressões e regressões. As rochas-reservatório determinam-se mais, facilmente, com a estratigrafia sequencial, a qual subdivide a coluna estratigráfica em pacotes sedimentares separados por discordância, isto é, por superfícies de erosão induzidas por descidas relativas do nível do mar significativas. Todas as rochas-reservatório potenciais biselam contra as discordâncias. A determinação das rochas de cobertura é mais difícil, uma vez, que ela requere uma analise estratigráfica ao nível hierárquico dos cortejos sedimentares.
Estratigrafia (sistemas descendentes)..............................................................................................................................Foreshortened Stratigraphy
Stratigraphie (systémes descendants) / Estratigrafía (sistemas descendentes) / Verkürzt Stratigraphie/ 按透视地层 / Стратиграфия (в ракурсе) / Stratigrafia scorciata, Stratigrafia (sistemi verso il basso)
Quando a espessura dos paraciclos-sequência é, consideravelmente, mais pequena do que as estimações biostratigráficas da profundidade de água. Os cortejos descendentes ou de bordadura existem, unicamente, durante uma regressão forçada.
Ver: « Cortejo Sedimentar Descendente »
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« Biostratigrafia »
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« Ciclo Estratigráfico »
Na estratigrafia sequencial, isto é, quando a coluna estratigráfica é subdividida em pacotes sedimentares limitados por discordâncias (superfícies de erosão induzidas por descidas relativas do nível do mar), dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência, o qual é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, reconhecem-se, normalmente, vários cortejos sedimentares : (i) Cortejo de Nível Baixo (CNB), formado por cones submarinos de bacia (CSB), cones submarinos de talude (CST) e prisma de nível baixo (PNB) ; (ii) Cortejo Transgressivo (CT) e (iii) Prisma de Nível Alto (PNA). Quando o nível relativo do mar começa a descer e, particularmente, durante uma regressão forçada, deposita-se um cortejo sedimentar descendente (CSD) ou de bordadura (CSB). Como ilustrado nesta esquema, no modelo proposto por Vail, com o qual nem todos os geocientistas estão de acordo, este cortejo depositava-se acima de uma discordância do tipo II. Para Vail, o cortejo sedimentar descendente deposita-se em associação com uma descida relativa do nível do mar, relativamente pequena, que não pôs o nível do mar mais baixo do que o limite superior do talude continental, que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia, e que, por conseguinte, as condições geológicas continuavam a ser de nível alto do mar. Este cortejo corresponde à parte terminal do ciclo-sequência e deposita-se em associação com: (a) Uma incisão fluvial na planície costeira ; (b) Uma progressiva exposição subaérea ; (c) Um trânsito sedimentar no talude continental e formação de canhões. Pode dizer-se, que com o cortejo sedimentar de bordadura (CSB), há : (1) Poucos microfósseis ; (2) Valores altos de δ_18O ; (3) Erosão no onshore ; (4) Ausência de deposição na planície costeira ; (5) Adelgaçamento das progradações para jusante e (6) Uma estratigrafia reduzida. Quando a estratigrafia é reduzida ("shortened stratigraphy" em inglês), isto é, quando a espessura (decompactada) das secções estratigráficas batidecrescentes, é menor do que a diferença de paleoprofundidade de água entre a base e o topo, um processo de regressão forçada está quase sempre presente.
Estratigrafia Genética...................................................................................................................................................................Genetic Stratigraphy
Stratigraphie génétique / Estratigrafía genética / Genetische Stratigraphie / 遗传地层 / Генетическая стратиграфия / Stratigrafia genetica
Estratigrafia baseada na identificação, a través do tempo: (i) Dos deslocamentos da ruptura costeira da superfície de depósito (mais ou menos a linha da costa) ; (ii) Da posição do rebordo da bacia e (iii) Das superfícies basais de progradação. Neste tipo de estratigrafia, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares são as superfícies basais de progradação, que na estratigrafia sequencial separam o cortejo transgressivo do prisma de nível alto. A estratigrafia genética e a estratigrafia sequencial são complementares. Ambas são holísticas e globais. A complementaridade é importante, sobretudo, na exploração petrolífera, na qual as predições das rochas-mãe e reservatórios potenciais são primordiais.
Ver: « Estratigrafia »
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« Estratigrafia Sequencial »
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« Discordâncias (ciclos estratigráficos) »
Esta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do sul da Noruega foi feita, parcialmente, em termos de estratigrafia genética (identificação e cartografia das superfícies da base das progradações maiores, isto é, dos ciclos transgressão-regressão). As discordâncias principais, que limitam os subciclos de invasão continental, foram, também, reconhecidas (estratigrafia sequencial). Como se pode constatar, entre cada discordância maior, foram identificados os intervalos transgressivos (em cinzento escuro), com geometria retrogradante e os intervalos regressivos (em cinzento escuro), que têm uma configuração interna progradante. Os limites entre os intervalos transgressivos e regressivos correspondem a superfícies basais de progradação. Estas superfícies não correspondem a superfícies de erosão, como no caso da estratigrafia sequencial, mas a superfícies sem deposição com hiatos, mais ou menos, importantes. Em associação com estas superfícies, que nas partes distais se caracterizam por uma taxa de sedimentação muito baixa, depositam-se, muitas vezes, rochas marinhas ricas em matéria orgânica que podem ser consideradas como rochas-mãe potenciais. Na estratigrafia sequencial, a identificação das discordâncias (limite dos ciclos estratigráficos) permite de localizar os biselamentos costeiros e marinhos das rochas-reservatório potenciais. Na estratigrafia genética, os limites entre os diferentes pacotes sedimentares, isto é, as superfícies da base das progradações, permitem de melhor prever a localização das rochas-mães marinhas potenciais (matéria orgânica tipo II).
