Magnafácies...............................................................................................................................................................................................................................................Magnafacies

Magnafaciés / Magnafacies / Magnafacies / Magnafacies (齐在岩性和古生物但斜时) / Магнафация / Magnafacies

Termo usado por certos geocientistas americanos para designar uma cintura contínua e homogénea de depósitos sedimentares caracterizada por caracteres litológicos e paleontológicos similares, mas que se estende obliquamente às linhas tempo ou através de diversas unidades cronostratigráficas bem definidas. Um magnafácies é um membro litológico completo ou uma perfeita unidade estratigráfica com o mesmo fácies, mas formado em diferentes tempos.

Ver: « Litosoma »
&
« Unidades Estratigráficas Discordantes »
&
« Cronostratigrafia »

Como ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da Indonésia (Mahakam, Bornéu Oeste), o magnafácies formado pelos arenitos da frente do delta da Mahakam é nitidamente oblíquo aos cortejos sedimentares que formam os diferentes ciclos-sequência entre as discordâncias SB. 5,5 e Sb. 8,2 Ma. Nesta tentativa foram interpretados unicamente dois ciclos estratigráficos ditos ciclos-sequência, os quais estão associados com descidas relativas do nível do mar. Estas descidas relativas definem dois ciclos eustáticos de 3a ordem, isto é, que têm um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My (SB. 8,2 - Sb. 6,2 Ma, SB. 6,2 - Sb. 5,5 Ma). Estes dois ciclos eustáticos são típicos da curva de Haq. Contudo, nesta área, como a taxa de sedimentação é muito importante, dentro de cada ciclo-sequência, como se pode constatar, as terminações dos reflectores sugerem, fortemente, outras descidas relativas do nível do mar que definem ciclos-sequência de alta frequência. Isto quer dizer, que dentro dos dois ciclos-sequência convencionais, o nível relativo do mar esteve várias vezes debaixo do rebordo da bacia e que os depósitos costeiros deslocaram-se, várias vezes, para o mar e para baixo (agradação negativa) para depois se deslocarem outra vez para o continente (Oeste). É por esta razão que durante os períodos de baixo nível do mar, a geometria do magnafácies definido pela progradação dos arenitos do delta (sinalado com flechas em forma de relâmpago) têm muitas rupturas embora, globalmente, seja progradante. Este magnafácies, que também existe nos cortejos sedimentares de nível alto (do mar), por razões de representação, não foi mapeado, um vez que a espessura desses cortejos é, relativamente, fraca. A obliquidade dos magnafácies em relação às linhas cronostratigráficas só é bem visível quando os cortejos sedimentares são suficientemente espessos.

Magnetismo..........................................................................................................................................................................................................................................................Magnetics

Magnétisme / Magnetismo / Magnetismus / 磁 / Магнетизм / Magnetismo

Campo magnético produzido pelo movimento da parte líquida do núcleo da Terra. A Terra comporta-se como um íman gigante, uma vez que a parte interna, conhecida pelo nome de núcleo, é constituída por minerais muito pesados (Fe e Ni) e está, em grande parte, no estado líquido.

Ve : « Magnetostratigrafia »
&
« Terra »
&
« Cronostratigrafia »

Nesta figura (à esquerda), o campo magnético de um íman está sublinhado pelo alinhamento de detritos ferruginosos numa folha de papel colocada sobre o íman. O campo magnético terrestre, esquematizado à direita, pode ser comparado ao de um grande íman colocado no centro da Terra e inclinado ligeiramente (11° para Este), no qual a agulha de uma bússola se orienta-se segundo as linhas da força magnética produzidas pelo íman, como indicado neste esquema. O magnetismo é muito utilizado pelos geocientista para determinar a composição, estrutura e profundidade de certas rochas. O método (análise magnética) baseia-se nas medidas das pequenas variações do campo magnético terrestre. Na realidade, como a grande maioria das rochas sedimentares não são magnéticas, qualquer variação na composição das rochas do soco ou do relevo (profundidade) do soco causa variações do campo magnético terrestre. Estas variações podem ser medidas com magnetómetros à superfície da Terra ou por aparelhos apropriados transportados em avião ou navios. As variações constatadas no campo magnético terrestre são interpretadas em termos da distribuição mais provável do material magnético debaixo da superfície da Terra, que por, sua vez, é a base para as hipótese sobre as condições geológicas mais prováveis. No hemisfério Norte, as anomalias magnéticas negativas ocorrem ao norte das massas magnéticas enterradas e ao sul no hemisfério Sul. A anomalia máxima ocorre nos pólos e a mínima no equador. Os resultados geológicos mais frequentes, que os geocientistas obtém a partir do magnetismo são: (i) A profundidade das rochas do soco ; (ii) A espessura da coluna sedimentar ; (iii) A localização dos pontos alto do soco, etc. A interpretação das anomalias magnéticas é semelhante à interpretação das anomalias de gravidade, uma vez que ambos os métodos utilizam campos potenciais naturais baseados na lei da atracção universal. O termo magnetismo é derivado de magnésia, o nome de uma região da Ásia Menor, onde a magnetite (minério de ferro magnético), foi encontrado pela primeira vez.

Magnetostratigrafia................................................................................................................................................................................Magnetostratigraphy

Magnétostratigraphie / Magnetoestratigrafía / Magnetostratigraphie / Magnetostratigraphy (序列的反向极性和强度) / Магнитостратиграфия / Magnetostratigrafia

Uso dos registros das mudanças de polaridade do campo magnético preservado nos sedimentos para estabelecer correlações, como, entre os poços de pesquisa e datar os sedimentos. Individualmente, o tempo dos intervalos com polaridade normal e inversa (cronos) varia entre 10 mil e 10 milhões de anos.

Ver: « Magnetismo »
&
« Inversão Magnética »
&
« Cronostratigrafia »

A magnetostratigrafia é uma técnica cronostratigráfica utilizada para datar os pacotes sedimentares e vulcânicos. Nesta figura, a escala ilustrada é a escala da polaridade magnética durante o Cenozóico. No momento de formação das rochas, os minerais ferruginosos orientam-se segundo o campo magnético terrestre da época. A magnetização das rochas cria um magnetismo remanente fóssil que pode ser utilizado como uma bússola fóssil, para determinar a direcção do campo magnético antigo (paleomagnetismo). Desta maneira, os geocientistas constataram que as medidas do campo magnético terrestre fóssil sugerem, que durante a história geológica, os pólos magnéticos, por razões ainda mal conhecidas, se inverteram várias vezes. O intervalo de tempo entres as inversões magnéticas varia muito. Durante o Cenozóico, uma média de, mais ou menos, 500 ky é, por vezes, avançada para cada inversão de polaridade. Os intervalos de tempo durante os quais a polaridade magnética é a mesma que, actualmente, são chamados normais e, no caso contrário, inversos. Como as inversões de polaridade geomagnética são síncronas, o uso dos seus registos representa um relógio absoluto para datar os intervalos sedimentares. Isto é particularmente importante para os intervalos sedimentares sem fósseis. A dificuldade principal da utilização dos registos magnéticos nas correlações geológicas é a identificação, para uma determinada região, do evento geológico global que é representado pela inversão magnética. Este problema é parcialmente resolvido quando a assinatura magnética se pode meter em evidência dentro duma sucessão de inversões. Se na série Eocénica, por exemplo, se reconhece uma sucessão de inversões na qual um longo período normal é intercalado entre dois longos intervalos inversos, a idade provável é Eocénico Médio. A utilização da estratigrafia magnética em conjunção com outros métodos de datação, permitiu aos geocientistas datar os sedimentos do Cenozóico e da parte superior do Mesozóico.

Mapa........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Map

Carte / Mapa / Karte / 地图 / Карта / Mappa

Diagrama, desenho ou outro tipo de representação gráfica, normalmente a duas dimensões, de determinadas características físicas (naturais, artificiais ou ambas) de uma parte ou de toda a superfície da Terra, de outros planetas, de qualquer outra superfície ou de uma área de subsuperfície, por sinais e símbolos com indicação das orientações, de maneira que a a posição relativa e o tamanho de cada característica no mapa corresponde a sua correcta posição geográfica segundo uma projecção e escala pré-determinada ((Bates, R. L. & Jackson, J.A., 1980). Sinónimo de Carta.

Ver: " Mapa de Contornos "
&
" Mapabilidade "
&
" Variação Relativa (do nível do mar) "

Os mapas que aqui nos interessam são sobretudo os mapas utilizados pelos geocientistas, tais como os mapas topográficos, batimétricos, geológicos, mapas de contornos dos horizontes sísmicos e geológicos, etc. Muitas vezes os mapas são chamados cartas, assim, uma carta geológica é um mapa onde estão ilustradas informações geológicas e sobretudo informações sobre o que está por baixo da superfície terrestre. É possível representar numa carta geológica : (i) O tipo, idade relativa e localização das diferentes formações geológicas ; (ii) O tipo e localização do contacto entre os diferentes tipos de litologia ; (iii) O tipo e localização dos depósitos de superfície ; (iv) A direcção e inclinação das rochas estratificadas ; (v) O tipo e localização dos aspectos relacionados com a deformação das rochas ; (vi) A base topográfica que serve de apoio à cartografia geológica, etc. As cartas geológicas modernas devem, também, representar a coluna estratigráfica (localização vertical das unidades litológicas numa área particular) que relaciona as várias unidades em termos cronológicos, colocando em evidência o tipo de contacto e a eventual existência de descontinuidade entre elas e o(s) perfil(s) interpretativo(s) definido(s) segundo direcções que permitem uma melhor interpretação das principais estruturas geológicas existente em certa região. As cartas geológicas são úteis para a prospecção e exploração de recursos energéticos, minerais, em particular dos hidrocarbonetos, mas também para a exploração de águas subterrâneas, assim como : (a) A selecção e caracterização de locais para a implantação de grandes obras de engenharia ; (b) Os estudos de caracterização e preservação do ambiente ; (c) Os estudos de previsão e de prevenção de fenómenos naturais, como, por exemplo, actividade sísmica e vulcânica e estudos científicos.

Mapa de Contornos.............................................................................................................................................................................................................Contour Map

Carte de contours / Mapa de contornos / Contour Karte / 等高线图 / Контурная карта / Mappa di contorni

Mapa construído a partir de linhas de contorno (isolinhas). Cada linha de contorno (função de duas variáveis) é a curva ao longo da qual a função, por exemplo, a altitude tem um valor constante.

Ver: "Mapa"
&
"Isócrona"
&
" Projecção (tipo de mapa) "

O mapa de contornos ilustrado nesta figura corresponde ao mapa do topo da rocha-reservatório de uma acumulação não económica de petróleo. Note a presença de um pequeno campo (campo de Karmila) ao nível das areias da formação Malang Akar, imediatamente acima do soco. Com efeito, o soco (sublinhado pelas cruzes brancas sobre fundo vermelho), que forma o arco estrutural de Xenin, é separado da série sedimentar por duas importantes falhas normais (falha de Yani e falha Norte de Seribu), as quais, em certas áreas, foram um pouco reactivadas como falhas inversas durante o regime tectónico compressivo (pós-sedimentar), que ocorreu nesta bacia interna ao arco. A série sedimentar, que constitui a fase de "rifting" da bacia interna ao arco é formada por uma alternância de leques (cones) aluvias (rocha-reservatório potencial) e argilitos lacustres ricos em matéria orgânica (rocha-mãe potencial). O mapa estrutural do topo de leque aluvial ilustrado nesta figura define uma armadilha morfológica, uma vez que o leque é, igualmente, coberto pelos argilitos lacustres, isto é, pelas rochas-mãe, que funcionam também como rocha de cobertura. Este leque aluvial foi perfurado várias vezes. Alguns poços são secos, isto é, não encontraram nenhuns hidrocarbonetos, enquanto que outros, encontraram hidrocarbonetos, mas em quantidades insuficientes para serem considerados como campos economicamente rentáveis (acumulações de petróleo subcomercial), e outros, unicamente, com indícios de petróleo. Esta armadilha, que muitos geocientistas consideram como estrutural, uma vez que ela tem uma componente estrutural, bem marcada neste mapa, não tem nada a ver com uma armadilha estrutural. Uma verdadeira armadilha estrutural tem um fecho próprio, como, por exemplo, uma estrutura anticlinal ; a carta do topo da rocha-reservatório define uma estrutura que inclina em quatro direcções ortogonais ("four way dip", em inglês). É fácil de constatar, que a armadilha ilustrada nesta carta pelo topo do leque aluvial, não satisfaz as condições de uma armadilha estrutural, uma vez que o topo da rocha-reservatório não inclina em quatro direcções. O fecho norte da rocha-reservatório é por justaposição contra as rochas do soco.

Mapa Estratigráfico..........................................................................................................................................................................................Stratigraphic Map

Carte stratigraphique / Mapa estratigráfico / Stratigraphische Karte / 地层剖面图 / Стратиграфической карта / Mappa stratigrafica, Carta stratigrafica

Mapa que engloba vários dados para mostrar um conjunto de atributos dos estratos como : (i) Distribuição dos ambientes sedimentares ; (ii) Espessura de determinados intervalos estratigráficos ; (iii) Tipo de sedimentos num certo intervalo ; (iv) Direcção e inclinação dos estratos e (v) Qualquer outra característica dos estratos de uma determinada área.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Estratigrafia "
&
" Correlação "

Nesta tentativa de interpretação geológica de certos dados sísmicos (3D) de um campo petrolífero da Tailândia, estão ilustrados determinados atributos sedimentares. No mapa da esquerda, está ilustrado o mapa das amplitude sísmicas ao longo de um determinado reflector (na realidade, não são as amplitudes de um reflector, mas sim, o empilhamento de amplitudes de um intervalo tempo de, mais ou menos, 100 milisegundos). Este tipo de mapa corresponde, grosseiramente, a uma carta geológica (com topografia plana) e interpreta-se da mesma maneira. O problema, é que, actualmente, a grande maioria dos geocientistas, que trabalham nas companhias petrolíferas, não sabem ler uma carta geológica. Neste exemplo, reconhecem-se, facilmente, várias falhas normais e o preenchimento de um antigo canal. Regionalmente, este preenchimento corresponde ao preenchimento de um vale cavado, que um rio foi obrigado a cavar, uma vez, que o perfil de equilíbrio provisório do rio foi rompido por uma descida relativa do nível do mar significativa. Efectivamente, uma descida relativa do nível do mar pode deslocar, vários quilómetros para jusante, a linha da costa e, assim, a desembocadura dos rios. Desde que o nível do mar relativo (eustasia + tectónica, subsidência ou levantamento) começa a subir, o vale cavado é preenchido durante a parte final de deposição do prisma de nível baixo, isto é, imediatamente, antes do nível do mar inundar a planície costeira e deslocar, outra vez, a embocadura dos rios para montante. A geometria do preenchimento do vale cavado é, perfeitamente, visível na linha sísmica (à direita no topo). Nesta linha (horizontalizada em relação à primeira superfície de inundação do cortejo transgressivo), a base da incisão está sublinhada por um traço contínuo (em vermelho) e a primeira superfície de inundação por um traço descontínuo. O preenchimento arenoso (rocha-reservatório do campo petrolífero) está sublinhado por fortes amplitudes sísmicas com ilustrado na interpretação geológica (em baixo à direita).

Mapa Geológico...........................................................................................................................................................................................................................Geologic Map

Carte géologique / Mapa geológico / Geologische Karte / 地质图 / Геологическая карта / Carta geologica

Distribuição das características geológicas de uma área como, os diferentes tipos de rochas, falhas, etc. Geralmente, um mapa geológico é feito em cima de um mapa topográfico (mapa de base) para que as pessoas se possam localizar no mapa. O mapa de base é, geralmente, imprimido em cores claras, para não interferir com as cores do mapa geológico, uma vez que, no mapa, a geologia é representada por cores, linhas e símbolos geológicos. A perceção dessas características permite a compreensão da geologia da área mapeada.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Estratigrafia "
&
" Formação (geológica) "

Nesta carta geológica, cada cor representa uma formação geológica. Esta carta foi feita no fim dos anos 60, pelos geocientistas da Companhia Francesa dos Petróleos, que hoje se chama Total SA e na qual nós passamos cerca de 40 anos. Ela é anterior ao advento da estratigrafia sequencial. O mapa de base, que foi construído a partir das fotografias áreas da época, permite uma localização mais que suficiente (erro de, mais ou menos, 100 metros). As relações geométricas entre os planos de estratificação e as configurações internas dos diferentes pacotes sedimentares não estão representadas. A grande maioria das discordâncias e estruturas (em extensão), assim como o comportamento estrutural das camadas, isto é, das inclinações, que permitem definir as estruturas (direcção e máximo pendor), estão representadas. Todas as estruturas mapeadas são extensivas, quer isto dizer, que, nesta área, não há, aparentemente, anticlinais, sinclinais ou falhas inversas (salvo na área de Cabo Ledo, onde um deslizamento da cobertura salífera sobre o sal, produziu, localmente, um regime compressivo de compensação). Todas as estruturas são antiformas, sinformas e falhas normais, o que implica que os sedimentos foram alargados. Este alargamento foi induzido pela subsidência diferencial, que criou as bacias do tipo-rifte (em geral hemigrabens) e pela subsidência térmica, durante a margem continental divergente do tipo-Atlântico que se formou depois da ruptura do Gondwana. A tectónica salífera e, particularmente, a halocinese (escoamento dos evaporitos sem intervenção de esforços tectónicos) contribuíram para o alargamento dos sedimentos, que, em certas áreas, ultrapassou mais de 30% da extensão original (no momento do depósito).

Mapeamento (possibilidade de)....................................................................................................................................................................................................Mapability

Capable d'être cartigraphiable / Mapabilidad / Abbildbarkeit, Geeignet, um mappable / 能够被制图 / Способность быть отображаемыми на картах / Capace di essere mappabile

Possibilidade de representação num mapa de uma formação geológica ou evento estratigráfico, quer à partir de dados de campo ou sísmicos. No campo, onde a escala de observação é 1:1, praticamente, todas os eventos estratigráficos podem ser cartografados, é uma simples questão de escala. Contudo, isto não, é verdade numa carta feita a partir dos dados sísmicos, uma vez que tem que se entrar em linha de conta com a resolução sísmica. Certos geocientistas consideram o mapeamento como sinónimo de resolução sísmica.

Ver: " Corte Geológico "
&
" Resolução Sísmica "
&
" Formação (geológica)"

A mapabidade dos objectos geológicos interpretados através dos dados sísmicos, pode deduzir-se a partir desta figura, onde estão comparadas as espessura de: (A) Uma onda sísmica de 30 Hz num meio de velocidade de 1828 m/s (ou 60 Hz com uma velocidade de 3657 m/s) ; (B) Prédios de uma cidade ; (C) As diagrafias da resistividade de um poço de pesquiza (Mar do Norte) e (D) A coluna estratigráfica atravessada pelo poço de pesquiza. A resolução sísmica é, raramente, superior a 50-60 m, o que quer dizer, que todos os intervalos estratigráficos com uma espessura inferior a 50-60 metros não se podem reconhecer nas linhas sísmicas convencionais, e assim toda a representação (mapabilidade) é impossível. Na interpretação geológicas das linhas sísmicas, os geocientistas encarregados da interpretação têm sempre que entrar em linha de conta a resolução sísmica, não só vertical, mas também lateral. A primeira pode ser definida como a mais pequena distância vertical, entre duas interfaces, necessária para que uma reflexão sísmica simples possa ser observada. Esta distância é, evidentemente, função do comprimento de onda da energia sísmica. A resolução lateral é determinada pela zona de Fresnel, a qual, por sua vez, depende do comprimento de onda da pulsação sísmica e profundidade do reflector. A energia sísmica viaja através os intervalos estratigráficos e entra em contacto com uma interface de reflexão da mesma maneira que a luz de uma lâmpada de bolso viaja através da escuridão e ilumina uma certa área (em geral um círculo se a luz da lâmpada é perpendicular à superfície). A energia viaja através de frentes de onda e a região no reflector, onde a energia é reflectida é chamada zona de Fresnel. Numa linha sísmica não migrada, a resolução lateral depende d : (i) Banda sísmica ; (ii) Velocidade de intervalo e (iii) Tempo de viajem até ao reflector.

Mar..........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Sea

Mer / Mar / Meer / 海 / Море / Mare

Extensão de água salgada com profundidade inferior a 200 metros (intra ou pericontinental). Alguns geocientistas chamam "lagos salgados" aos mares intracontinentais, enquanto que outros classificam os mares em : (i) Intracontinentais (interiores) e (ii) Extracontinentais ou epicontinentais, subdividindo estes últimos em: a) Costeiros ou pericontinentais e b) Continentais. Note que o oceano é o conjunto de massas de água salgada com profundidades superiores a 200 metros.

Ver : « Fisiográfica (província) »
&
« Variação Relativa (do nível do mar) »
&
« Acomodação »

Em todo o mundo existem cerca de 14250 x 10¹² toneladas de água. A totalidade do gelo existente na Terra corresponde a 16700 10⁹ toneladas de água. Anualmente, escorrem da terra para o mar cerca de 40 x 10¹⁵ litros de água (40 x 10⁹ toneladas). O volume de água na totalidade dos oceanos, é superior a 1370 106 km^3. O volume de água doce em todo o mundo é, aproximadamente, 35 x 10⁶ km³. Se a matéria que constitui a Terra estivesse uniformemente distribuída em camada concêntricas e se o mundo, fosse redondo e liso como uma bola de bilhar, a água dos oceanos cobriria toda a superfície terrestre e o mar global ficaria com uma profundidade de 3 km. Quando o mar está muito agitado, ele pode afectar a costa com uma força equivalente a 30 toneladas por metro quadrado. A água do mar é composta por 3,5% de substancias dissolvidas e 96,5% de água pura. Cada litro de água contém cerca de 35 gramas de sal. Em todos os mares da Terra existem cerca de 50 10^15 toneladas de sal (dissolvidos na água e no fundo do mar). Em cada 19 000 litros de água do mar, existe oxigénio suficiente para que 150 possam respirar durante 1 minuto. As cordilheiras montanhosas espalhadas pelo fundo dos oceanos de todo o mundo, medem mais de 60000 km. Dos vulcões existentes nessas cordilheiras está, continuamente, a sair matéria ígnea, que produz anualmente cerca de 17 km³ de nova crusta oceânica no fundo dos mares. A quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra. Quando o volume das bacias oceânicas aumenta ou diminui (função do volume das cordilheiras montanhosas oceânicas, isto é, das dorsais oceânicas) o nível do mar médio diminui ou aumenta. Maior é o volume das cordilheiras oceânicas, mais alto será o nível do mar. O nível do mar não é liso, mas ondulado, devido às anomalias da gravidade.

Mar Epicontinental.....................................................................................................................................................Epeiric Sea, Epicontinental Sea

Mer épicontinentale / Mar epicontinental / Epicontinental Meer / 陆表海 / Воды открытого моря над континентальным шельфом / Epicontinental mare

Mar localizado na plataforma continental ou dentro de um continente.

Ver: « Mar de Tétis »
&
« Mar de Réique »
&
« Mar de Iapetus »

Um mar epicontinental (também chamado mar epeirico ou epírico) é uma grande massa de água, relativamente, pouco profundo, que se estende para o interior do continente, como o Golfo Pérsico ou, que sobrepõem um grande área do continente (Mar Cáspio), como ilustrado nesta figura. Na Europa, actualmente, existem vários mares epicontinentais: (i) Mar Negro ; (ii) Mar Cáspio ; (iii) Mar Báltico, etc., que, na realidade, são vestígios de mares mais antigos, que se fecharam devido aos movimentos das placas litosféricas. Os mares epicontinentais estão, muitas vezes, associados com as transgressões marinhas do Cenozóico (deslocamento da linha da costa e depósitos costeiros para o continente). Muitos destes mares formaram-se depois da última Idade do Gelo, quando o nível do mar subiu (devido a fusão do gelo) mais rapidamente do que o salto ou levantamento isostático dos continentes (Mar do Norte, Baía de Hudson, etc.). O mesmo sucedeu durante a subida eustática, que ocorreu durante o Cretácico. Devido à subida do nível do mar, principalmente, durante o Cretácico Tardio, o mar inundou os continentes criando vários mares epicontinentais, pouco profundos, na América do Norte, América do Sul, Europa, Russia, África e Austrália, à medida que superfície dos continentes diminuíram, uma vez que as suas margens foram inundadas. No máximo da transgressão Cretácica, o onshore dos continentes correspondiam a cerca de 18% da superfície da Terra, o que é, relativamente, pouco quando comparado com a situação actual que é de cerca de 28%. Durante esse período, as águas do Árctico estavam conectadas com o Mar de Tétis via a parte central da América e da Rússia. Em várias ocasiões, os animais marinhos que viviam no Atlântico Sul migraram para o Mar de Tétis através das regiões que hoje correspondem à Nigéria, Níger, Chade e Líbia. Isto quer dizer, que durante uma parte do Cretácico, o Oeste da Europa, Este da Austrália, América do Sul, Índia, Madagascar, Bornéu, etc., que agora são áreas continentais, estavam cobertas por água do mar. A estratigrafia sequencial sugere, nesta época, entre 5 e 15 subidas relativas do nível do mar importantes (transgressões ou ingressões, como dizem certos autores), induziram a formação de vários e importantes mares epicontinentais.

Mar de Iapetus................................................................................................................................................................................................................................Iapetus Sea

Mer de Iapetus / Mar de Iapetus / Iapetus (Ozean) / 土卫八海 / Море Япета / Oceano Giapeto

Oceano que existiu entre a Europa e América do Norte desde 570 até 420 milhões de anos atrás. Há cerca de 600 milhões de anos, a Europa e América do Norte, que estavam, mais ou menos, juntas, começaram-se a separar à medida que o magma da crusta inferior subia à superfície para preencher o espaço criado pela separação dos continentes. Há cerca de 460 Ma (milhões de anos atrás), a América do Norte e Europa entraram em colisão formando os Apalaches ao mesmo tempo que o mar de Iapetus (nome de um titã filho de Urano e de Gaia, Deusa da Terra).

Ver : « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar de Tétis »

Durante a maior parte do Ordovícico, as condições geológicas eram de nível alto (do mar) e o Mar de Iapetus, entre a Báltica (actualmente a Europa Ocidental) e Laurência (que hoje é, mais ou menos, a América do Norte), era bastante largo e inundava uma grande parte das áreas cratónicas. No Ordovícico Médio, o centro da Báltica estava ao sul do equador. Durante a parte terminal do Ordovícico, a Báltica deslocou-se em direcção do equador, enquanto que a Inglaterra e a Irlanda do Sul estavam, praticamente, ligadas à margem norte do Gonduana. Foi este deslocamento, que levou a Báltica para próximo da margem Este da Laurência, começando, assim, o Mar de Iapetus a fechar-se pouco a pouco. Os arcos vulcânicos localizados no Iapetus colidiram com a costa da Laurência causando o primeiro ciclo tectónico do Paleozóico, o qual terminou com a orogenia Tacónica e o depósito de enormes pacotes de cones submarinos (fliche) e prismas clásticos. Durante o Silúrico, as montanhas da orogenia Tacónica foram, gradualmente, erodidas e um microcontinente derivado do Gondwana (Avalónia) dirigiu-se para o Norte e colidiu com a Laurência. Foi no Silúrico-Devónico, que o Mar de Iapetus se fechou, completamente, e que a Báltica se uniu com a Laurência, ao mesmo tempo que a Inglaterra se uniu com a Escócia e a parte sul da Irlanda do Norte, o que produziu a orogenia Acadiana - Caledónica. A orogenia Caledónica foi causada pela colisão entre a Báltica e Gronelândia, que nessa altura estava ainda ligada com o Canadá. Actualmente, a maior parte das deformações (encurtamentos sedimentares ou compressões para certos geocientistas) causadas pela orogenia Caledónica são, perfeitamente, visíveis em quase toda a Europa Ocidental, desde a Escócia até Portugal.

Mar Profundo (ambiente de cintura carbonatada).......................................................................................................................................................Deep Sea

Mer profonde (ceinture carbonatée) / Mar profundo (ambiente faja carbonatada) / Tiefsee / 深海（带碳酸盐） / Большая глубина моря / Mare profondo

Ambiente, relativamente, profundo localizado na parte externa de uma cintura carbonatada.

Ver: « Recife »
&
« Deposição (carbonatos) »
&
« Produção Orgânica (carbonatos) »

Como ilustrado neste esquema proposto por W. Schlager (1991), numa cintura carbonatada, da parte interna em direcção ao mar, podem evidenciar-se vários ambientes de deposição: (i) Evaporitos em sabkhas salinas ; (ii) Plataforma de circulação restrita e planície de maré ; (iii) Laguna de plataforma com circulação aberta ; (iv) Zona de deflação das vagas; (v) Recifes do bordo da plataforma ; (vi) Talude externo; (vii) Bordo da plataforma profunda ; (viii) Plataforma de mar aberto e (ix) "Bacia" ou "Mar Profundo". O contexto geológico de "Mar Profundo" ou "Bacia" é o que se encontra debaixo da acção das vagas e da zona eufótica ou fótica (onde a luz do sol penetra, suficientemente, para que a fotossíntese ocorra). Uma parte deste ambiente alcança, através da termoclina (intervalo de um corpo de água no qual a temperatura muda muito mais rapidamente em profundidade do que nos intervalos supra e subjacente), o domínio águas oceânicas profundas. Os sedimentos mais característicos deste ambiente são os argilitos pelágicos, vasas carbonatadas siliciosas, lamas hemipelágicas (mistura de material carbonatado biogenético e argilas terrígenas) e turbiditos. Perto das plataformas, também se encontram misturas de materiais pelágicos e derivados da plataforma sob a forma de lamas e vasas de periplataforma (carbonatos de base de talude, de água pouco profunda, re-sedimentados entre carbonatos pelágicos). Os carbonatos re-sedimentados são carbonatos caracterizados por uma re-deposição dos sedimentos carbonatados, de água pouco profunda, em água profunda, quer por correntes de turbidez, que por deslizamentos. Este tipo de carbonatos é frequente nas periplataformas. A biota (colecção de organismos de uma determinada região num determinado tempo) do ambiente "Mar profundo" é constituída predominantemente por associações oceânicas de plâncton. Nos sedimentos da periplataforma, bentos, pouco profundos, podem constituir 75% da biota. Muitos dos sedimentos depositados neste ambiente derivam dos ambientes superiores e podem ser transportados por correntes de turbidez ou por escoamentos de detritos. Não esqueça, que se podem considerar cinco categorias de plataformas carbonatadas : (a) Plataforma aureolada ou orlada ; (b) Plataforma em Rampa carbonatada  ; (iii) Plataforma ß (ou epírica) ; (iv) Plataforma isolada ; (v) Plataforma morta ou afogada.

Mar Réico...........................................................................................................................................................................................................................................................Rheic Sea

Mer de Réique / Mar de Réique / Rheic Meer / 大黄海 / Реический океан / Mare Rheic

Mar formado no Câmbrico Tardio - Ordovícico Inicial por rifting e ruptura dos "terrenos" ou microcontinentes da margem norte do Gondwana, como, da Avalónia, Carolina, etc. Este mar fechou-se, completamente, no Carbonífero a quando das colisões continente-continente, que formaram a Pangeia. O expansão do Mar Réico fez-se à medida que o mar Iapetus se fechava devido à colisão entre o Gondana e Laurasia (episódio rotativo da formação da Pangeia). O termo Réique vem do grego Rhea (filha do Céu e da Terra, mulher de Júpiter e irmã dos Titãs). Pode dizer-se, que no Paleozóico, o Mar Réico tinha um irmão mais velho, que era o Mar Iapetus.

Ver: « Supercontinente »
&
« Rodínia »
&
« Mar Iapetus »

O levantamento das montanhas criado pela orogenia Caledónica pôs a maior parte da Inglaterra acima do nível do mar e criou um aporte terrígeno importante. A Inglaterra (Laurência) estava situada no sul de uma cintura desértica na qual os sedimentos áridos eram predominantes. Quando a orogenia Caledónica terminou, a parte sul da Inglaterra foi outra vez afectada por um regime tectónico compressivo (encurtamento) que fechou o mar Réico, o qual existia entre o Sul da Europa (Laurasia) e o Norte da África (Gondwana). O fecho deste mar, que corresponde a colisão da África e América do Sul com a América do Norte e Europa, foi um dos estágios finais da formação do supercontinente Pangeia. À cerca de 400 Ma, o Mar Réico desempenhou um papel muito importante na história da Terra, uma vez que à medida que ele se fechava, as montanhas dos Apalaches e a cintura Varisca (montanhas entre o Sul da Europa e o Norte de África, desde a Irlanda até à Republica Checa e de Marrocos até ao Mar Negro) levantaram-se, à medida que os continentes, resultantes da ruptura da Protopangeia (supercontinente Rodínia), se aproximavam cada vez mais para no final se aglutinarem e formarem o supercontinente Pangeia. A formação deste novo continente foi acompanha de uma grande descida eustática, visto que o volume da bacias oceânicas diminuiu, uma vez que muitas montanhas oceânicas (dorsais oceânicas) desaparecem ao longo das zonas de subducção do tipo Benioff (assumindo que o volume total da água, sob todas as suas formas, é constante desde há 4,5 Ga, isto é desde a formação da Terra e dos outros astros).

Mar Tétis...........................................................................................................................................................................................................................................................Tethys Sea

Mer de Téthis / Mar de Tétis / Tethys (Ozean) / 特提斯洋 / Тетис (океан) / Tetide, Oceano Tetide

Mar, entre o NE do Gondwana e SE da Laurasia, que substituiu o oceano Paleotétis (antigo Mar Tétis de Suess, isto é, o oceano paleozóico, entre o Gondwana, Europa Central, Ibéria, China e Ásia Central). O Mar Tétis começou a formar-se no sul da Paleotétis desde que a placa Cimmeriana se individualizou (Pérmico-Triássico). A expansão do Mar de Tétis obrigou a placa Cimmeriana a entrar em colisão com a Laurasia, para, finalmente, o Mar de Tétis substituir, completamente o Paleotétis. Tétis era a mãe de Aquiles e uma das filhas de Neree e Doris (irmã de rei de Scyros, Nicomède).

Ver: « Supercontinente »
&
« Mar Réico »
&
« Mar Iapetus »

Em 1893, utilizando os fósseis encontrados nos Alpes e em África, E. Suess avançou uma hipótese, na qual ele admitiu que tinha existido um mar, relativamente, pouco profundo, na parte Este da Pangeia, entre a Laurasia e o Gondwana, que, nessa altura, ainda estavam ligados. Suess chamou esse mar,  Mar Tétis. Mais tarde, a teoria da Tectónica das placas contestou e, em certos casos, refutou muitas das conjecturas da teoria de Suess, sugerindo mesmo a existência de uma grande massa água mais antiga, que muitos geocientistas continuam a confundir com o Mar Tétis de Suess, uma vez que ele também é chamado Mar Tétis. O mar proposto por Suess corresponde, praticamente, ao oceano que hoje se chama Paleotétis. Contudo, como a ideia de Suess, no seu conjunto foi revolucionária, ele é, geralmente, creditado pela descoberta de ambos os corpos de água, o que não é verdade. Actualmente, a grande maioria dos geocientistas pensa que há cerca de 250 Ma, durante o Pérmico Tardio, um novo oceano começou a formar-se na parte sul do Oceano Paleotétis. Uma dorsal oceânica formou-se ao longo da plataforma continental sul da Pangeia (NE do Gondwana) individualizando uma nova placa litosférica denominada Cimméria. Esta placa deslocou-se para o Norte, durante cerca 60 My, à medida que a expansão (alastramento) oceânica, induzida pela nova dorsal, obrigava o fundo do Oceano Paleotétis (Norte da Cimmeria), a entrar em subducção debaixo da parte Este e Norte da Pangeia (Laurasia). Tudo isto, não só provocou a colisão da Cimméria com a Laurasia (orogenia Cimmeriana), mas, também, provocou a abertura total do Mar Tétis e o fecho do Oceano Paleotétis, o qual, praticamente, foi substituído pelo Mar Tétis.

Marca de Bioturvação........................................................................................................................................................................Bioturbation Trace

Empreinte de bioturbation / Marca de bioturbación / Fußabdruck von Bioturbation / 足迹扰动 / Биотурбационное затопление / Tracia bioturbata, Impronta di bioturbazione

Traço fóssil de bioturbação preservado em sedimentos mal consolidados ou no substratos endurecido resultante da actividade de ser vivos. As marcas de bioturvação, conhecidas pelo nome de icnofósseis, englobam traços e pistas de superfície, tocas subterrâneas e perfurações, assim como material fecal e marcas produzidas pela morte de animais.

Ver: « Paleontologia »
&
« Icnofóssil »
&
« Bioturvação »

As primeiras marcas de bioturvação fósseis são simples trilhas e datam de, mais ou menos, 570 Ma. Antes do Câmbrico esses traços são raros e muito pequenos (± 1 mm de largura) e foram, provavelmente, formadas por vermes. Contudo com o tempo, traços fósseis aumentaram, progressivamente, em complexidade. Qualquer animal, que vive dentro ou sobre os sedimentos, cava tocas e desloca-se através da superfície perturbando e deformando os sedimentos. Qualquer tipo de perturbação dos sedimentos é chamado bioturvação. Contudo, este mesmo termo é utilizado de forma mais restritiva para designar a ruptura de camadas sedimentares por organismos escavadores. As rochas sedimentares do Arcaíco e Proterozóico são caracterizadas por uma ausência de texturas induzidas por bioturvação. Os traços fósseis e a bioturvação começam a aparecer nas rochas sedimentares, desde do fim da última grande glaciação do Proterozóico (idade do gelo de Varanger Marinoan, entre cerca de 600 e 590 Ma). Os traços fósseis ou icnofósseis, sublinham a evidência de uma bioturbação produzida em sedimentos macios e substratos duros, como resultado das actividades da vida dos organismos. Eles incluem traços e pistas de superfície, tocas e pequenos poços subterrâneas, assim como material fecal e marcas produzidas pela morte dos animais. Os factores que controlam a distribuição de diferentes tipos de traços fósseis são ambientais, e não temporais, assim a maioria dos icnofósseis tem uma grande distribuição estratigráfica. Nesta figura estão ilustrados Palaeophycus/Thalassinoides, que são tocas achatadas e cilíndricas com um diâmetro que varia entre 5-25 mm e que, em geral, são rectilíneas ou ramificadas em forma de Y. Estas marcas de bioturvação, que podem formar emaranhados muito complexos, e são, geralmente, interpretados como vestígios de habitação ou rastreamento de crustáceos.

Marca de Drenagem, Marca de Ondulação........................................................................................................................................................Swash Mark

Trace d'ondulation (drainage) / Traza de ondulación / Wasser Linie / 十字标志 / Верхняя отметка прибоя / Traccia di ondulazione

Estrutura sedimentar produzida pelo vento ou pela água (correntes e ondas) que se move através dos depósitos de areia ou das vasas. As marcas de ondulação ou de drenagem formadas pela acção da água podem ser de dois tipos: (i) Marcas de ondulação pelas correntes, as quais são assimétricas, com o lado mais inclinado orientado no sentido da corrente e (ii) Marcadas de ondulação produzidas pelas ondas, as quais são simétricas, quase com um perfil sinusóide e que indicam um ambiente sedimentar dominado por ondas de oscilação.

Ver: « Corrente de Afluxo »
&
« Corrente de Refluxo »
&
« Marca de Ondulação »

O termo ondulação refere-se ao espraiamento (ondas de translação), isto é, a subida de água sobre o litoral, na sequência da quebra das ondas. Uma barra de espraiamento ou de ressaca é uma acumulação arenosa formada na plataforma de espraiamento de um delta de jusante que migra através desta sobre a acção das vagas. Como ilustrado nesta figura, uma fina, ondulada ou arqueada linha ou pequena crista de areia, algas ou outros detritos numa praia é considerada como marcas de ondulação, a qual sublinha o avanço máximo de irrupção de onda de afluxo. As marcas de ondulação de afluxo ou de enchente são constituídas por alinhamentos de materiais transportados pela corrente de afluxo na preiamar e, por ela abandonados durante o refluxo, indicando o limite superior atingido pela corrente de afluxo. As marcas de ondulação de refluxo são em forma de sulcos ou apenas traços de areia mais escura (devido à concentração grãos de minerais pesados), com disposição divergente a partir de um obstáculo (calhau, concha etc.) que provoca a bifurcação do escoamento durante o refluxo (Moreira, 1984). As marcas de ondulação, inteiramente, compostas de areia, mais ou menos, grossa são, normalmente, encontradas nas praias de areia grossa ou de cascalho. Essas marcas de ondulação têm, em geral, entre 10 e 30 centímetros de largura e alguns milímetros ou centímetros de altura. Certas observações, feitas, principalmente, nas praias de areia fina, mostram que as marcas de ondulação têm, raramente, mais de alguns milímetros de altura e são, normalmente,e compostas de material que flutua, facilmente, na água por tensão superficial (como, por exemplo, flocos de mica e fragmentos de conchas). As marcas de ondulação compostas por areia grossa têm uma espessura cada vez mais pequena em direcção do mar. Da mesma maneira, a sua granulometria diminui em direcção do mar. Aparentemente, o limite da corrente de afluxo é marcado por uma concentração de grãos nos quais a granulometria e a velocidade dos grãos diminui em profundidade. Os maiores grãos são transportados a maiores velocidades do que os grãos mais pequenos. No máximo de avanço de uma corrente de afluxo, uma marca de ondulação é depositada, a qual mostra uma diminuição da espessura em direcção do mar, assim como uma diminuição da granulometria em profundidade.

Marca de Ondulação (de corrente)........................................................................................................................................Current Ripple Mark

Ride de courant / Marca de ondulación de corriente / Stromwelligkeit Marke / 纹波电流标志 / Рябь, созданная течением воды / Increspature di fondo (corrente)

Marcas de ondulação assimétricas, formadas pelo vento, ou pela água, com a face mais inclinada orientada na direcção predominante do escoamento da corrente.

Ver: « Sedimentação »
&
« Marca de Ondulação »
&
« Marca de Ondulação (de oscilação) »

As marcas de corrente são superfícies onduladas formadas por uma alternância de pequenas cristas e depressões criadas na interface entre um fluído e um material sedimentar inconsistente. Elas podem ser produzidas pela acção do vento, acção de correntes subaquáticas ou agitação das ondas. Elas podem orientar-se perpendicular ou obliquamente à direcção do fluxo do fluído. Elas distinguem-se, facilmente, das marcas simétricas induzidas pelas ondas. Embora, em certos caso, as vagas possam induzir marcas de ondulação assimétricas. As marcas de ondulação são induzidas por correntes e as marcas assimétricas induzidas pelas ondas são, em ambos os casos, formadas na base de uma massa de água, pouco profunda, e elas são, muitas vezes, preservadas em certas rochas sedimentares. Como elas podem dar informações muito importantes sobre as condições de depósito, é importante conhecer as características pelas quais elas e distinguem umas das outras. As principais diferenças podem resumir-se assim: (i) Ao longo do eixo longitudinal, os eixos das marcas de ondulação formadas pelas ondas de oscilação são rectilíneos ou, quando curvos, as curvas são longas e uniformes e os eixos, mais ou menos, paralelos; nas marcas de ondulação formadas pelas correntes os eixos longitudinais não são paralelos e cada marca é curva e irregular; (ii) Nos ângulos do topo e da base, as marcas de ondulação assimétricas, induzidas pelas ondas, são arredondadas no topo e na base, enquanto que as induzidas pelas correntes são, frequentemente, angulares se a corrente tiver uma velocidade suficiente para provocar um escoamento constante dos grãos de areia ; (iii) Há pouca diferença na altura das cristas ao longo das marcas de ondulação, induzidas pelas ondas, mas nas marcas induzidas pelas correntes a altura é irregular ; (iv) No que diz respeito à forma, as ondas induzem cristas em sedimentos planos, onde, praticamente, não existem cavas, enquanto que as correntes varrem as superfícies dos sedimentos e, assim, as cavas e cristas têm um desenvolvimento semelhante. Estas ondas são de oscilação (movimento orbital da água) e não de translação (quando a água se desloca para o continente).

Marca de Oscilação........................................................................................................................................................................Oscillation-Ripple Mark

Ride d'oscillation / Marca de ondulación (de oscilación) / Oszillierende Wellen / 振动涟漪 / Осцилляторная рябь / Increspature di fondo simmetriche, Increspature oscillatorio

Marcas de ondulação simétricas, com um perfil quase sigmóide, o qual sugere, fortemente, um ambiente marinho com poucas correntes onde o movimento da água é dominado por ondas de oscilação (movimento orbital da água).

Ver : « Maré Ascendente »
&
« Praia Intramareal »
&
« Praia-Baixa »

Como o seu nome indica, as marcas de ondulação por oscilação são formadas por um movimento da água provocado por ondas de oscilação num substrato arenoso sob uma lâmina de água inferior ao limite de acção das vagas. As ondas de oscilação são compostas por partículas de água, cada uma das quais oscila à volta de um ponto, com pouca, se alguma, mudança permanente de posição. As partículas de água têm um movimento orbital. Em geral, estas marcas são simétricas, com as cristas, relativamente, rectilíneas entre largas e arredondadas cavas. Um escoamento oscilatório associado às ondas do mar, produz marcas de ondulação com lâminas inclinando em sentido contrário (partir da crista). Para compreender como se formam as marcas por oscilação lembre-se do movimento de um objecto que flutua nas ondas do mar. À medida que a onda (energia) avança, o objecto é levantado para a crista da onda e depois volta para a cava (a forma da onda avança, mas as partículas da água movem-se em orbita, voltando à sua posição original). À medida que um onda se aproxima da linha da costa, ela torna-se assimétrica e quebra-se (a água deixa de deslocar em órbita para se escoar para a praia). Como as ondas do mar têm vários graus de assimetria, em água pouco profunda, elas podem originar marcas assimétricas como as marcas de ondulação induzidas por uma corrente com uma única direcção. As suas cristas são menos rectilíneas, menos agudas e menos altas. Igualmente, o escoamento do ar sobre a areia produz marcas que, superficialmente, são como as marcas induzidas pela água, mas têm uma relação entre a altura e comprimento de onda menor. O bloco ilustrado nesta figura vem da formação Moenkopi (Arizona) de idade Triásica. As marcas de ondulação são simétricas e indicam simplesmente que elas foram criadas por uma corrente (neste caso particular, uma corrente oscilatória para trás e para a frente, isto é, do topo do bloco para a base). As marcas de ondulação simétricas indicam uma das duas direcções de corrente possíveis e estão associadas com uma lâmina de água mais importante e águas mais calmas.

Marca de Sedimentação.................................................................................................................................................................................................Sole Mark

Marque d'érosion basale / Marca de sedimentación / Marke Erosion basalen / 品牌侵蚀基底 / След базальной эрозии / Marca d’erosione basale

Figura num plano de estratificação, que, em geral, corresponde a um molde de depressão na superfície inferior da camada sobrejacente. As marcas de sedimentação resultam, normalmente, do preenchimento das impressões feitas na superfície da lama, quer pela acção erosiva de uma corrente quer pelos impactos dos objectos carregados pela corrente. Os sedimentos depositados, posteriormente, enchem as depressões e, assim, elas são preservados, em relevo, na base da camada sobrejacente.

Ver: « Estrato »
&
« Transporte Saltitante »
&
« Ravinamento »

Esta fotografia ilustra marcas de sedimentação visíveis num grande bloco, que não está na sua posição original. Este tipo de marcas de sedimentação (em relevo) não se pode encontrar na superfície superior de uma camada de areia ou argilito, mas sim na superfície inferior. Estas marcas de sedimentação, que se encontram, muitas vezes, na superfície inferior de uma camada de areia granodecrescente para cima (provavelmente de cones submarinos da bacia), sublinham a erosão que o plano de estratificação da camada pelágica subjacente sofreu a quando da passagem da corrente de turbidez (tractiva e turbulenta) responsável do depósito da camada de areia. Assim, não só estas marcas podem ser utilizadas para indicar a posição original de uma camada, o que é muito útil nas regiões em que os sedimentos foram muito encurtados por um ou vários regimes tectónicos compressivos, mas também para indicar a direcção, provável, das paleocorrentes. Note que num sistema de deposição turbidítica, existe um grande hiato entre a camada turbidítica propriamente dita, a qual, em termos geológicos, se deposita instantaneamente (minutos, raramente horas) e a camada pelágica sobrejacente, cujo tempo de deposição pode ser de várias dezenas ou milhares de anos. A primeira está associada a uma corrente de turbidez que, provavelmente, se formou em associação com uma descida relativa do nível do mar, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo continental (que pode ou não coincidir com o rebordo da bacia), quer isto dizer, que criou condições geológicas de nível baixo do mar (modelo de Vail). Para Mutti, certas correntes de turbidez podem formar-se em condições geológicas de nível alto do mar, em associação com instabilidades do rebordo continental ou com as cheias dos rios. A camada pelágica, entre as camadas turbidíticas resulta da lenta deposição de sedimentos marinhos (longe da costa).

Maré..........................................................................................................................................................................................................................................................................................................Tide

Marée / Marea / Gezeit, Flut, Tide / 潮 / Морской прилив и отлив / Marea

Onda de oscilação com fraca amplitude e grande comprimento de onda que se forma no alto mar, devido à atracção da Lua e do Sol sobre a superfície do mar.

Ver: « Conjunção (astronomia) »
&
« Lua »
&
« Ondulação (do mar) »

Num campo gravitacional terrestre ideal, ou seja, sem interferências, as águas à superfície da Terra sofreriam uma aceleração idêntica na direcção do centro de massa terrestre, encontrando-se assim numa situação isopotencial. Mas devido à existência de corpos com campos gravitacionais significativos a interferirem com o da Terra (Lua e Sol), estes provocam acelerações que actuam na massa terrestre com intensidades diferentes. Como os campos gravitacionais actuam com uma intensidade inversamente proporcional ao quadrado da distância, as acelerações sentidas nos diversos pontos da Terra não são as mesmas. A aceleração provocada pela Lua têm intensidades, significativamente, diferentes entre os pontos mais próximos e mais afastados da Lua. Desta forma as massas oceânicas que estão mais próximas da Lua sofrem uma aceleração de intensidade, significativamente, superior às massas oceânicas mais afastadas da Lua. É este diferencial que provoca as alterações da altura das massas de água à superfície da Terra. Quando a maré está em seu ápice chama-se maré alta, maré cheia ou preiamar. Quando a maré está no seu menor nível chama-se maré baixa ou baixamar. Em média, as marés oscilam em um período de 12 horas e 24 minutos. Doze horas devido à rotação da Terra e 24 minutos devido à órbita lunar. A altura das marés alta e baixa (relativa ao nível do mar médio) também varia. Na lua nova e cheia, as forças gravitacionais do Sol estão na mesma direcção das da Lua, produzindo marés mais altas, chamadas marés de sizígia. Na lua minguante e crescente as forças gravitacionais do Sol estão em direcções diferentes das da Lua, anulando parte delas, produzindo marés mais baixas chamadas marés de quadratura. Preiamar ou maré alta é nível máximo de uma maré cheia. Baixamar ou maré baixa é nível mínimo de uma maré vazante. Estofo ou reponto de maré, que ocorre entre marés,é curto período em que não ocorre qualquer alteração na altura de nível. Maré enchente é o período entre uma baixamar e uma preiamar sucessivas, quando a altura da maré aumenta. Vazante é período entre uma preiamar e uma baixamar sucessivas, quando a altura da maré diminui. Altura da maré é altura do nível da água, num dado momento, em relação ao plano do zero hidrográfico.

Maré Cheia, Preiamar, Maré Alta...................................................................................................................................................................................................High-Tide

Mareé haute / Marea alta / Hochwasser / 高-潮 / Верхняя точка прилива / Marea alta

A parte do ciclo de maré durante a qual o nível do mar sobe. Sinónimo de Preiamar ou Maré Ascendente.

Ver: « Marée montante »
&
« Praia Intramareal (entre marés) »
&
« Praia-Alta »

A maré tem como causa a atracção gravitacional do Sol e da Lua. A influência da Lua é bastante superior, pois embora a sua massa seja muito menor que a do Sol, esse facto é compensado pela menor distância à Terra. Matematicamente, a maré é uma soma de sinusóides (ondas constituintes) cuja periodicidade é conhecida e depende, exclusivamente, de factores astronómicos. Podemos dizer que a maré sobe quando das passagens meridianas superior e inferior da Lua. Isto é, temos preiamar quando a Lua passa por cima de nós e quando a Lua passa por baixo de nós, ou seja, por cima dos nossos antípodas. As preiamares sucedem-se assim, regularmente, com um intervalo médio de meiodia lunar (aprox. 12h 25m) o que corresponde, matematicamente, à constituinte lunar semidiurna (M2) ; tal facto é expresso pelo povo que refere que “a maré, no dia seguinte, é uma hora mais tarde” (na realidade ± 50 minutos mais tarde). O intervalo de tempo entre uma preiamar e a baixamar seguinte é, em média, 6 h 13 m. O mar não reage instantaneamente à passagem da Lua, havendo, para cada local, um atraso maior ou menor das preiamares e baixamares. O intervalo de tempo entre a passagem meridiana da Lua e a preiamar seguinte é o chamado intervalo lunitidal. Actualmente, já estão a ser comercializados relógios em que esse valor é pedido, para que eles possam fornecer uma previsão grosseira da maré. Embora esse valor seja variável ao longo do tempo, em termos médios esse atraso é cerca de 2 horas em Portugal Continental e inferior a 30 minutos na Madeira e nos Açores. Outro aspecto importante a ter em conta é o fenómeno quinzenal da alternância entre marés vivas e marés mortas. Este fenómeno, matematicamente, é explicado pela constituinte S2 (solar semidiurna),que decorre do efeito do Sol como elemento "perturbador". Quando o Sol e a Lua estão em oposição (Lua cheia) ou conjunção (Lua nova), a influência do Sol reforça a da Lua e ocorrem as marés vivas (matematicamente, as constituintes somam-se). Quando o Sol e a Lua estão em quadratura (quarto crescente e minguante), a influência do Sol contraria a da Lua e ocorrem as marés mortas (http://www.hidrografico.pt/glossario-cientifico-mares.php.)

Maré Morta.........................................................................................................................................................................................................Neap tide, Apogean tide

Marée de mortes eaux / Marea de aguas muertas / Nipptide / 小潮 / Квадратурный прилив / Marea di quadrature

Maré que ocorre durante as quadraturas lunares, que se caracteriza, para cada local, pelas amplitudes mínimas.

Ver: « Maré Cheia »
&
« Maré »
&
« Lua »

A maré morta é uma maré, relativamente, baixa da maré alta, ou um intervalo, geralmente, baixo entre as marés alta e baixa. Durante o primeiro e o quarto quadrante da Lua, os períodos de marés mortas são criados devido a maneira como o Sol e a Lua actuam sobre a Terra para criar marés. O oposto de uma maré morta é uma maré viva ou de primavera, isto é, uma maré forte como extremos altos e baixos. Como o ciclo das marés é bem conhecido, os geocientistas podem prever quando as marés vivas e mortas ocorrem, assim como a sua amplitude. As marés são causadas por uma interacção de vários factores. O movimento de rotação da Terra, desempenha um papel, assim como as forças gravitacionais da Lua e do Sol. Numa maré de quadratura, o Sol e a Lua são perpendiculares entre si, com atracções em direcções opostas. Essas atracções, efectivamente, equilibram-se mutuamente, mantendo o nível de água, relativamente, estável. Enquanto as marés alta e baixa ocorrem durante uma maré de quadratura, a diferença de altura entre elas é mínima. Em contrapartida, numa maré de sizígia, o Sol, a Lua e a Terra estão em sizígia, o que significa que todos eles são alinhados. Como o Sol e a Lua estão atraindo juntos, eles geram uma força muito maior, criando marés, proporcionalmente, superiores e inferiores. Durante as marés vivas, as pessoas podem aproveitar a maré baixa para colher vários organismos das rochas que, normalmente, estão cobertos por água, e os navios partem ou chegam com o tempo das marés. O Sol e a Lua orientam-se se para criar uma maré de quadratura, quando a Lua está em lua cheia, o que ocorre duas vezes durante o ciclo lunar, quando completo,. As pessoas que querem ter uma ideia das marés têm que ver no ciclo lunar se haverá uma maré de quadratura ou de primavera. Informações adicionais sobre quando marés altas e baixas ocorrerão podem ser recolhidos junto das organizações que fornecem dados sobre o tempo e a maré. As pessoas podem estar ciente de que a topografia da Terra influencia as marés, o que é uma razão pela qual os níveis de maré não são as mesmas em toda a Terra, ou mesmo em numa região.

Maremoto, Raz-de-Maré..................................................................................................................................................................................................Tidal Wave, Tsunami

Raz-de-marée / Maremoto / Grundwelle, Flutwelle / 海震 / Внезапный сильный прилив / Maremoto

Onda alta que se desloca a grande velocidade e atinge a costa de maneira catastrófica. O mesmo que raz-de-mar ou tsunami, embora o significado varie com os geocientistas.

Ver: « Tsunami »
&
« Ondulação (do mar) »
&
« Delta de Tempestade »

Um raz-de-maré, tsunami ou maremoto é uma série das ondas de água causada pelo deslocamento de um grande volume de um corpo de água, como um oceano ou um grande lago. Os tsunamis ocorrem com muita frequência no Japão, onde cerca de 195 eventos desse tipo foram registados nas últimas décadas. Devido aos imensos volumes de água e energia envolvidos, os tsunamis podem devastar regiões costeiras. Acidentes podem ocorrer, visto que as ondas se movem mais, rapidamente, do que os seres humanos. Terramotos, erupções vulcânicas e outras explosões submarinas, deslizamentos de terra e outros movimentos de massa, impactos, e outros distúrbios acima ou abaixo do nível de água têm o potencial de gerar um tsunami. Um tsunami pode ser gerado quando os limites de placas tectónicas convergentes ou destrutivas se movem, abruptamente, e deslocam verticalmente a água sobrejacente. É muito improvável que esses movimentos possam formar-se em limites de placas divergentes ou transformantes, uma vez que estes limites não perturbam o deslocamento vertical da coluna de água. Terramotos relacionados as zonas de subducção do tipo-B geram a maioria dos tsunamis. Os tsunamis ou raz-de-maré têm uma pequena amplitude (altura da onda) em alto mar e um comprimento de onda muito longo (muitas vezes centenas de quilómetros de comprimento) e por isso, geralmente, passam despercebidos no mar, formando apenas uma ligeira ondulação, normalmente, cerca de 300 milímetros acima do normal superfície do mar. Eles crescem em altura quando atingem águas mais rasas, por um processo de empolamento de onda. Um tsunami pode ocorrer em qualquer estado de maré ; mesmo na maré baixa ele pode inundar as áreas costeiras. Em 1950, foi avançada a hipótese de que grandes tsunamis podiam ser causados por deslizamentos de terra, erupções vulcânicas explosivas (por exemplo, Santorini e Krakatoa) e impactos sobre os oceanos, etc. Todos estes fenómenos deslocam, rapidamente, grandes volumes de água, a uma taxa mais rápida do que a água pode absorver.

Maré Viva (grande maré)................................................................................................................................................................................................................Spring tide

Marée de vives eaux (grande marée) / Marea viva / Springflut / 大潮 / Сизигийный прилив / Marea equinoziale

Maré que ocorre durante as sizígias e que se caracteriza, para cada local, pelas amplitudes máximas.

Ver: « Sizígia »
&
« Maré »
&
« Maré Morta »

A palavra "marés" é um termo genérico usado para definir a subida e descida alternada do nível do mar em relação à Terra, produzida pela atracção gravitacional da Lua e do Sol. De maneira menos significativa, as marés também ocorrem em grandes lagos, atmosfera, e no interior da crusta sólida da Terra, devido as mesmas forças gravitacionais da Lua e do Sol. As marés são criadas porque a Terra e a Lua são atraídos uma pelo outro, como os dois ímans são atraídos um pelo outro. A Lua tenta puxar para ela todas as coisas sobre a Terra. Mas, a Terra é capaz de reter tudo, excepto a água. Desde que a água está sempre em movimento, a Terra não pode agarra-la, e, assim, a Lua atira-a. Todos os dia, há duas marés altas e duas marés baixas. O oceano está em constante movimento da maré alta para a maré baixa, e depois volta à maré alta. Há cerca de 12 horas e 25 minutos entre as duas marés altas. As marés são a subida e descida periódicas das grandes massas de água. Ventos e correntes deslocam a superfície da água, provocando ondas de superfície. A atracção gravitacional da Lua faz com que os oceanos se deformem em direcção da Lua. Uma outra deformação simétrica ocorre no lado oposto, uma vez que a Terra também está sendo puxado para a Lua. O nível dos oceanos varia, diariamente. quando o Sol, Lua e Terra interagem. Como a Lua viaja à volta Terra e como elas, juntas, viajam à volta do Sol, as forças gravitacionais combinam-se obrigando os oceanos do mundo a subir e a descer. Como a Terra gira, enquanto isto acontece, duas marés ocorrem a cada dia. Quando a lua está cheia ou em Lua nova, a atracção gravitacional da Lua e do Sol combinam-se. Nessas ocasiões, as marés altas são muito elevadas e as marés baixas muito baixas, o que é, normalmente, conhecido como marés vivas. Com efeito, as marés vivas ocorrem quando a Terra, o Sol e a Lua estão em linha. As forças gravitacionais da Lua e do Sol contribuem, instantaneamente, para as marés. Por outras palavras, as marés vivas ocorrem durante a fase de lua cheia e de lua nova. Durante os quartos crescente e decrescente da lua, o Sol e a Lua estão perpendiculares, o que causa que as deformações se anulam. O resultado é uma diferença muito pequena entre as marés alta e baixa, o que os geocientistas chamam marés de quadratura ou marés mortas.

Margem Continentale (divergente).........................................................................................................................................Continental Margin

Marge continentale / Márgen continental (divergente) / Continental-Marge (divergent) / 陆缘（发散） / Континентальная окраина материка / Continental margine (divergenti)

Embora, teoricamente uma margem continental seja a zona do assoalhado oceânico, que separa a fina crusta oceânica da espessa crusta continental, na classificação das bacias sedimentares, adoptada neste glossário (Bally e Snelson, 1980), uma margem continental divergente é o intervalo sedimentar que se deposita, por cima das bacia de tipo-rifte, nas margens dos continentes individualizados pela ruptura da litosfera dos supercontinentes (margens tipo-Atlântico).

Ver: « Plataforma Continental »
&
« Talude Continental »
&
« Sopé Continental »

Na classificação das bacias sedimentares de Bally e Snelson (1980), existem dois tipos de margens continental divergentes. Ambas são associadas com a formação de nova crusta oceânica. As margem divergentes do tipo-Atlântico desenvolvem-se nas áreas em que os regimens tectónicos em extensão são preponderantes (no exterior das megassuturas), enquanto que as margens do tipo não-Atlântico desenvolvem-se dentro das megassuturas, isto é, nas áreas em que os regimes tectónicos preponderantes são compressivos. Esta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica compósita do offshore de Angola, ilustra uma margem continental divergente do tipo-Atlântica, quer isto dizer, que os regimes tectónicos predominantes são extensivos, embora na parte profunda da bacia, exista, localmente, um regime tectónico compressivo associado ao escoamento gravitário do intervalo salífero. O alargamento sedimentar induzido pelo escoamento lateral do horizonte evaporítico (colorido em rrosa-vermelho) na parte proximal e média da margem é compensado por um encurtamento na parte profunda da margem, onde a enorme espessura dos evaporitos (sobretudo halite) é pós-deposicional. Esta geometria é muito tardia e criada pela sobreposição de falhas inversas. Nesta tentativa de baixo para cima reconhece-se: (i) A crusta continental, na qual se desenvolveram bacias do tipo-rifte (hemigrabens) durante o alargamento da litosfera, antes da ruptura da Gonduana ; (ii) Uma crusta vulcânica, provavelmente, subaérea que se formou depois da ruptura litosfera, quanto os centros de expansão eram não-marinhos e que marca o início da margem divergente e (iii) Uma margem continental divergente, formada por duas fase sedimentares : (a) A fase transgressiva, de geometria retrogradante e (b) A fase regressiva de geometria progradante.

Margem de Plataforma (barlavento).............................................................................................................Windward Platform Margin

Marge de la plate-forme (au vent) / Márgen de plataforma (barlovento) / Margin-Plattform (der Wind) / 保证金平台（风） / Окраина платформы (против ветра) / Piattaforma di margine sopravvento

Margem de uma plataforma carbonatada que faz face ao vento dominante. As plataformas que estão próximo de uma massa continental e que devem a sua origem a existência dessa massa são consideradas margens ou rampas. Quando os depósitos carbonatos estão cercados por todos os lados de água eles chamam-se bancos, baixios ou plataformas carbonatadas isoladas.

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

As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes não só na geometria, mas também na fácies, função das condições oceanográficas circunvizinhas. Vários trabalhos, em particular, os efectuados no mar das Caraíbas, mostraram que há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento) e sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar relativamente fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, quer isto dizer, em sentido oposto à margem. Em condições de forte energia, a margem de barlavento é erodida de maneira significativa formando uma escarpa íngreme, na base da qual se depositam blocos rochosos e escoamentos de detritos, como ilustrado nesta figura. Ao contrário, nas margens de sotavento, isto é, nas margens orientadas no sentido dos ventos dominantes, os intervalos sedimentares são progradantes, espessos e de extensão lateral mais importante, como ilustrado na figura seguinte. As margens carbonatadas de barlavento, que enfrentam a energia das ondas e são expostas ao efeito de dilatação do mar, podem estar protegidas por ilhas ou recifes emergentes. No que diz respeito ao transporte sedimentar, nas margens de barlavento, deve considerar-se se há presença ou ausência de barreiras importantes ao transporte sedimentar. Nas margens carbonatadas abertas, as correntes induzidas pelas ondas podem deslocar os sedimentos detríticos dos recifes de barlavento para a plataforma. Ao contrário, os sedimentos produzidos nas margens protegidas podem ser incorporados nos recifes, armazenados na áreas entre os recifes ou ser transportados para fora da plataforma pelo vento.

Margem de Plataforma (sotavento)....................................................................................................................Leeward Platform Margin

Margem da plataforma (sous le vent) / Márgen de plataforma (sotavento) / Margin-Plattform (Lee) / 保证金平台（背风） / Окраина платформы (в подветренную сторону) / Margine piattaforma (sottovento)

Margem de uma plataforma carbonatada que é orientada na direcção do vento dominante. Em relação as margens carbonatadas de barlavento, onde os recifes activos são frequentes, nas margens de sotavento, os recifes estão enterrados, uma vez que o vento transporta os sedimentos para a extremidade ou, mesmo, para fora do banco ou da plataforma carbonatada.

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

As plataformas carbonatadas, que não estão ligadas à terra, apresentam variações muito importantes na geometria e fácies, função das condições geológicas dominantes. Há uma grande diferença entre as margens carbonatadas de barlavento (lado da plataforma que recebe o vento) e sotavento (margem oposta ao lado donde sopra o vento). A dinâmica e preservação dos sedimentos é muito diferente se a margem carbonatada faz face ao vento (margem de barlavento) ou se ela está orientada na direcção do vento (margem de sotavento). As primeiras têm um aporte sedimentar, relativamente, fraco, uma vez que os sedimentos são, em grande parte, transportados para a plataforma, isto é, em sentido oposto à margem, enquanto que nas segundo aporte terrígeno é importante e muitas vezes fossiliza dos recifes. As margens de sotavento orientam-se, mais ou menos, no sentido do vento dominante. Assim elas estão, em grande parte, protegidas da acção das vagas. As margens abertas recebem os sedimentos produzidos na plataforma durante os períodos de mar agitado e tempestades. Em geral, elas são caracterizadas por depósitos de areia carbonatada importantes, que muitas vezes fossilizam os recifes que podem florescer durante os períodos de nível relativo do mar mais baixo que o banco que não tem grande aporte terrígeno, uma vez que a acomodação é negativa. As margens protegidas não sofrem a influência das ondas nem dos sedimentos. Por isso, elas são caracterizadas por finos horizontes recifais e superfícies endurecidas com pouco sedimentos. Uma distinção importante no que diz respeito ao transporte dos sedimentos ao longo das margens de sotavento é a presença de barreiras ao transporte sedimentar através da plataforma, as quais podem ser quer ilhas ou recifes emergentes. Na maior parte das margens carbonatadas a influência da maré é pequena. Em certos casos, as correntes de maré podem ter uma influência no desenvolvimento dos sistemas carbonatados.

Marmita (ninho de galinha)..........................................................................................................................................................................................................................Pothole

Marmite (nid de poule) / Marmita / Schlagloch /壶洞 / Выбоина / Buca, Marmitte (buca)

Buraco de uma rocha formado pelos remoinhos de um grão de areia, ou calhau, induzidos quer pelo escoamento de uma corrente quer pelo vento.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita Glaciar »
&
« Calhau »

Nesta fotografia, a caixa de fósforos (flecha), à superfície da água que preenche, parcialmente, a marmita dá a escala. Os calhaus que estão na parte superior da marmita (quando o seu diâmetro era maior) são, provavelmente, semelhantes aos responsáveis da abrasão que a originou. O termo marmita é, frequentemente, utilizado para descrever os buracos feitos no leito e margens de um rio pela acção erosiva dos movimentos turbilhonantes da corrente, a qual pode ser, localmente, reforçada pela presença de seixos ou calhaus. Este tipo de estruturas ilustra bem o fantástico poder das correntes que conseguem cortar, por vezes, quase, verticalmente, as paredes calcárias dos leitos de certos rios. Na realidade, em geral, a carga basal de areia e cascalho de um rio está a maior parte do tempo estacionária. Contudo, durante os períodos de chuva e cheias, ela move-se com o escoamento da água. O deslocamento deste material é um processo de abrasão muito eficiente, que erode muito, rapidamente, o leito e paredes do canal para que a corrente atinja um perfil de equilíbrio provisório. A abrasão responsável pela formação das marmitas é, simplesmente, um caso particular deste tipo de abrasão, no qual a perfuração do leito do rio é feita pelo movimento circular, imposto pela corrente, dos calhaus e seixos circunscritos numa depressão. Desde que os calhaus e seixos são desgastados e desaparecem, outros tomam o seu lugar e continuam a perfurar o leito do rio desde que a corrente os obriga a girar em movimento circular. Como a erosão fluvial não se faz, unicamente, pela acção da corrente com a sua carga, isto é, pela gravidade, mas também pelo jogo de correntes turbilhonantes que se formam ao nível dos acidentes do perfil de equilíbrio provisório, como, por exemplo, rápidos e quedas de água, podem formar-se marmitas gigantes sem serem de perfuração, uma vez que correntes turbilhonantes produzem uma erosão alveolar do leito da corrente. Estas marmitas gigantes juntam-se, por vezes, umas às outras formando canais, grutas e cornijas, como as que se encontram ao longo do vale do rio Doubs, em particular, entre Villers-le-Lac e Morteaux, no Este da França (fronteira com a Suíça). Assim, este tipo de marmitas, como ilustrado pode atingir vários metros de diâmetro e mais de 5 m de profundidade.

Marmita Glaciar..............................................................................................................................................................................................................................................Kettle

Marmite glaciaire / Marmita litoral / Gletscherhöhlen, Kessel / 冰川水壶 / Ледниковый котёл / Caldaia Glacial

Depressão criada pela fusão de um bloco de gelo (gelo morto) enterrado numa moreia superficial.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita de Perfuração»
&
« Calhau »

As marmitas glaciares são formas topográficas típicas da planície fluvioglaciar, que se formam quando blocos de gelo, da frente de um glaciar, se separam à medida que o glaciar se adelgaça. Uma vez que os blocos de gelo se isolam da massa de gelo principal, eles transformam-se em "gelo morto" e são parcial ou totalmente enterrados pelo escoamento glaciar. O escoamento glaciar forma-se quando as correntes resultantes da fusão do glaciar fluem e depositam os sedimentos na planície de acumulação fluvioglaciária. Quando os blocos de gelo morto se derretem, quanto mais lentamente quanto mais eles estiverem fossilizados sob a moreia, eles deixam uma cavidade, mais ou menos, circular que é, muitas vezes, ocupada por um lago, o qual se abre na superfície de acumulação, como ilustrado nesta figura. As marmitas glaciares podem, também, formar-se em cumeadas sedimentares de tilo (sedimentos não trabalhados e não estratificados depositados directamente por, ou sob, um glaciar e que não foram reactivados pelas águas de fusão do glaciar), quando o gelo morto derrete. A formação de um grande número de marmitas glaciares na planície de acumulação fluvioglaciária cria uma topografia muito típica caracterizada pela alternância de montículos e depressões. A fusão do gelo morto sobrepõe à moreia de fundo, rica em material fino, a moreia superficial (chamada moreia de ablação) que é pobre em material fino. As topografias criadas por um sistema glaciar e fluvioglaciar são muito, rapidamente, obliteradas durante os períodos interglaciares e pós-glaciares. As formas saalianas (da glaciação Saale no norte da Europa) estão muito desgastadas, particularmente, no norte da Alemanha (contemporânea da fase Wolstoniana e da glaciação Riss nos Alpes). Com efeito, elas foram submetidas às degradações impostas pelo sistema periglaciário (ambientes e processos que se desenvolvem em climas frios não glaciários, independentemente da idade e da proximidade dos glaciares). A erosão fluvial trabalha para as destruir, em particular, em preenchendo as depressões e cavando vales profundos (gargantas de ligação entre duas secções do mesmo vale, entre um vale suspenso e o vale principal, etc). Se as formas wurmianas ainda são bem visíveis, é porque elas são mais recentes (máximo da extensão glaciar de Wurm ocorreu à cerca de 18 ka).

Marmita Litoral, Ouriçanga.......................................................................................................................................................................................Littoral Pothole

Mare, marmite littorale / Marmita costera / Schlagloch / 在地质 / Котловина / Pothole

Marmita formada por dissolução que se encontra no fundo das vasques ou entre as lápias. Ela têm uma forma, mais ou menos, cilíndrica, com fundo liso e, em geral, com um deposito de areia, calhaus e conchas. As paredes são lisas e revestidas, com frequência, por seres vivos característicos do andar infratidal (Moreira, 1984). Sinónimo de Ouriçanga Litoral ou Mare.

Ver: « Erosão »
&
« Marmita Glaciar »
&
« Marmita de Perfuração »

Em certas ilhas da América Central, as formas mais largas das marmitas litorais são chamadas ouriçangas (buracos de ouriços). Como ilustrado neste esquema, a geometria das marmitas litorais sugere um reforço mecânico, turbilhonar, semelhante ao que produz as marmitas gigantes e de perfuração. As marmitas litorais podem ter rebordo ou não, o qual pode ser elíptico ou mesmo lobado, no caso das ouriçangas resultarem da coalescência de formas simples. Por vezes, elas conservam, entre elas, restos das paredes coalescentes, constituídos por septos rochosos. A profundidade das marmitas litorais varia entre 5-6 e 10 metros, encontrando-se as mais profundas na parte inferior do espraiado. Os processos de dissolução são, essencialmente, bioquímicos e cada ouriçanga corresponde a um nicho ecológico. O corte geológico do Cabo das Correntes (Moçambique) ilustrado acima, mostra uma zonagrafia característica dos principais tipos de microformas do carso litoral em eolianitos e grés de praia. Do continente para o mar reconhecem-se as microformas seguintes: (1) Arriba morta alveolizada ; (2) Plataforma com lápias pontiagudas ; (3) Ouriçangas litorais superiores, isto é, localizadas acima do nível de preiamar via ; (4) Visor da arriba viva ; (5) Sapa ; (6) Plataforma com vasques e ouriçangas embrionárias (debaixo do nível médio do mar) ; (7) Plataforma com vasques incrustadas de algas calcárias ; (8) Plataforma bioconstruída por tubícolas (acima do nível de baixamar viva) ; (9) Ouriçangas litorais inferiores, localizadas, mais ou menos, ao nível de baixamar viva ; (10) Cornija devida à rebentação das ondas ; (11) Sapa submersa ; (12) Banco de coral morto. Grés de praia (13) e Eolianitos (14), que são as rochas que constituem este litoral. Os níveis de preiamar e baixamar viva, que correspondem às marés durante as sizígias (plenilúnio e novilúnio), caracterizam-se, por grandes amplitudes. As marés equinociais, que ocorrem nos equinócios, têm amplitudes máximas.

Marmitas Litorais, Ouriçangas Litorais (carso litoral)........................................................................................Waterpockets, Poteholes

Mares (karst littoral) / Marmita litorales, Karst litoral / Opperkessel / 坑洼 / Водяной мешок / Mares (carsico costiero)

Forma de dissolução cárstica litoral, que se forma no fundo das vasques ou entre as lapiaz.

Ver: « Carso litoral »
&
« Vasque »
&
« Lapiaz »

As formas de dissolução que se desenvolvem no fundo das vasques (pequenas plataformas de dissolução com fundo plano ou com lapiaz pequenas e com fendas, rodeadas por um rebordo baixo, mais ou menos, de 10 a 30 centímetros), ou entre a lapiaz (desenvolvem-se no espraiado ou no andar mesolitoral superior e no andar supralitoral com formas de pináculo e bordas afiadas, deixando, entre elas, pequenas marmitas de dissolução às vezes com forma de funil). As marmitas litorais têm uma forma cilíndrica com um fundo plano, em geral, com um depósito de areia, calhaus e conchas, e paredes lisas, recobertas de organismos vivos característicos do andar infratidal. Como mostrado nesta figura, a forma, mais larga na base do que no topo, destas marmitas também chamadas ouriçangas em certas ilhas da América Central (buracos de ouriços) sugerem processos mecânicos turbilhonantes. Se as marmitas resultam da coalescência de formas simples, às vezes preservadas, entre os restos coalescentes (que formam paredes rochosas), o perímetro é circular, elíptico ou até mesmo lobado. Elas podem ter ou não um rebordo, que pode ser de erosão, de bioconstrução ou misto. A sua profundidade varia entre cerca de 10 cm e  5 ou 6 metros (ou mais). As mais profundas encontram-se na parte superior do espraiado (espaço litoral entre os níveis de maré alta, mais alta, e maré baixa, mais baixa, que certos geocientistas chamam zona intertidal). Os processos de dissolução são, essencialmente, bioquímicos e cada marmita representa um nicho ecológico. Num nicho ecológico é o modo de vida de cada espécie no seu habitat e representa o conjunto  das actividades da espécie, incluindo as relações alimentares, obtenção de abrigos e locais de reprodução, quer dizer, como, onde e à custa de quem a espécie se alimenta, para quem ela serve de alimento, quando, como e onde ela encontram abrigo e como e onde ela se reproduz. Em uma comparação clássica, o habitat é "endereço" da espécie, e o nicho ecológico é equivalente à "profissão". Nas savanas africanas, a erva, zebras, leões e abutres ocupar o mesmo habitat, mas têm nichos ecológicos distintos. A erva produz matéria orgânica através da fotossíntese e serve de alimento para as zebras, que são comidos por leões e os restos mortais são recuperados por abutres.

Matéria e Antimatéria..................................................................................................................................................................Matter and Antimatter

Matière et antimatière / Materia y antimateria / Materie und Antimaterie / 物质和反物质 / Материя и антиматерия / Materia e antimateria

O facto que a antimatéria não seja observável cria um grande problema. A antimatéria põe a questão porque é que existe a matéria. Durante os estágios inicias da evolução do Universo, a matéria e antimatéria ter-se-iam formado a partir da energia e elas deviam ter-se formado em quantidades iguais (uma partícula e antipartícula criam-se sempre juntas). Assim a questão é porque que é que toda a matéria e antimatéria não se a aniquilaram, deixando um Universo formado unicamente de energia?

Ver: « Big Bang (teoria) »
&
« Universo Inflacionário »
&
« Universo (idade) »

Toda a partícula fundamental tem a sua antipartícula com a mesma massa, mas com carga oposta. Esta ideia é, actualmente, também aplicada aos átomos, isto é antiátomos que formam a antimatéria. Em 1898, A. Schuster sugeriu a ideia que um tipo exótico de matéria pode existir com propriedades que miram (como um espelho) as da matéria ordinária. Como ela dizia "se existe uma electricidade negativa, porque não um ouro negativo, amarelo como o ouro normal?". Com efeito, em 1928, Dirac propôs a base matemática a ideia de Schuster. Dirac conjecturou que um electrão, que tem uma carga negativa, deve ter uma contraparte carregada positivamente, que deve ser uma nova partícula, desconhecida na física experimenta, com a mesma massa e carga oposta à do electrão. Um tal partícula é chamada antielectrão. A descoberta do antielectrão, actualmente, conhecida como positrão (electrão carregado positivamente), na radiação cósmica foi feita em 1932 por Carl Anderson. Vinte e três anos mais tarde os cientistas da Universidade de Califórnia (Berkeley) criaram um antiprotão num acelerador de partículas. Quando a antimatéria e a matéria ordinária se encontram, elas aniquilam-se uma à outra e desaparecem numa explosão violenta, na qual a massa é convertida em energia como sugerido pela equação de Einstein E=mc². A energia libertada por uma aniquilação matéria / anti-matéria é muito grande. Numa colisão de protões e antiprotões a energia libertada por partícula é cerca de 200 vezes a energia libertada por uma bomba H. Se a matéria e antimatéria se aniquilassem uma à outra, provavelmente, não há antimatéria na Terra ou mesmo no sistema solar. Os cientistas especulam que a antimatéria existe em outras partes do Universo, mas ainda não encontram nenhuma corroboração.

Matéria Bariónica........................................................................................................................................................................................................Baryonic Matter

Matière baryonique / Materia bariónica / Baryonischen Materie / 重子物质 / Барионическое вещество / Materia barionica

Matéria composta, principalmente, por bariões (massa), que inclui átomos de toda a espécie (e assim quase toda a matéria que nós podemos encontrar na vida de todos os dias). A distinção entre matéria bariônica e não-bariônica (neutrinos, electrões libres, etc.) é muito importante na cosmologia, porque os modelos de núcleo-síntese do "Big Bang" implicam um conjunto de restrições sobre a quantidade de matéria bariónica presentes no início do Universo.

Ver: « Matéria e Antimatéria »
&
« Big Bang (teoria) »
&
« Universo (primitivo) »

Um barião é uma partícula composta de três quarks. Os bariões opõem-se aos mesões, os quais são feitos de um quark e um antiquark. Bariões e mesões pertencem à família dos hadrões, que são as partículas feitas de quarks. O nome barião vem da palavra grega para "pesado", porque no momento da sua nomeação, a maioria das partículas conhecidas tinham massas inferiores às dos bariões. Uma vez que os bariões são constituídos por quarks, eles participam na interacção forte. Os leptões, por outro lado, não são compostos de quarks e, como tal, não participam na interacção forte. Os bariões mais conhecidos são os protões e neutrões, que compõem a maioria da massa da matéria visível no Universo, enquanto que os elctrõres (o outro grande componente de átomos) são léptons. Cada barião tem uma antipartícula correspondente (antibarião), onde os quarks são substituídos por seus correspondentes antiquarks. Um protão é feito de dois quarks "up" e um quark "down" e sua antipartícula correspondente, o antiprotão, é feito de dois antiquarks "up" e um antiquark "down". A matéria bariónica é a matéria composta, principalmente, por bariões (em massa), a qual inclui os átomos de qualquer espécie (incluindo quase toda a matéria que podemos encontrar na vida quotidiana). A matéria não-bariónica, como sugere o nome, é qualquer tipo de matéria que não é, fundamentalmente, composta por bariões. Isto pode incluir a matéria comum, tais como neutrinos e electrões livre. No entanto, ela pode incluir também espécies exóticas de matéria negra não-bariónica, tais como partículas supersimétricas, axiões ou buracos negros. A distinção entre a matéria bariónica e não-bariónica é importante na cosmologia, uma vez que os modelos de nucleossíntese do Big Bang impõem restrições na quantidade de matéria bariónica presente no Universo primitivo.

Matéria Orgânica (tipos)...........................................................................................................................................................................................Organic Matter

Matière organique (typos) / Materia orgánica (tipos) / Organisches Material (Typen) / 有机质 (类型 ) / Органическое вещество / Materia organica (tipi)

A matéria orgânica que está disseminada nos sedimentos e é solúvel nos solventes normais do petróleo (cerogénio), como, o bissulfureto de carbono. Função da composição química e da sua natureza, a matéria orgânica pode apresentar-se sob três tipos. Estes três tipos de cerogénio (I, II e III) geram diferentes hidrocarbonetos, a sua identificação e distinção é muito importante na geologia do petróleo.

Ver: «Rocha-Mãe»
&
« Cerogénio »
&
« Janela de Maturação »

O cerogénio tipo I é, principalmente, de origem algar. Ele tem uma proporção mais alta de hidrogénio, relativamente, ao oxigénio (H:O ± 1,2-1,7) do que os outros tipos. A relação H:C é cerca de 1,65. Os lípidos (grupo de de substâncias que integram as gorduras, os esteróides e os fosfolípidos e têm em comum a sua insolubilidade na água) são os seus componentes principais, os quais são, particularmente, abundantes nas algas Bottryococcus, que ocorrem na "coorongite" actual (carvão de turfa) e nos antigos argilitos betuminosos. O cerogénio tipo II tem uma composição intermediária. Como o cerogénio algar, o cerogénio tipo II é rico em componentes alifáticos e a relação H:C é superior a 1. A matéria orgânica original deste tipo de cerogénio consiste em detritos de algas e material derivado do zooplâncton e fitoplâncton. O cerogénio do tipo III ou cerogénio húmico tem uma relação H:C inferior a 1. Ele é produzido pela lignite das plantas que crescem no continente. Este tipo de cerogénio tende a produzir grandes quantidades de gás e, praticamente, pouco ou nenhum petróleo. Inicialmente, pensava-se que as bacias não-marinhas produziam sobretudo gás devido a forte predominância do cerogénio húmico e que as marinhas produziam sobretudo petróleo devido à forte predominância do cerogénio algar. Contudo, este tipo de generalização foi, largamente, refutado, pelos resultados da pesquiza petrolífera, na medida em que muitas bacias de tipo-rifte (em geral hemigrabens), resultantes do alargamento da crusta continental, que precede a ruptura da litosfera, são, extremamente, ricas em cerogénio algar e em petróleo como, por exemplo, as bacias de tipo-rifte do offshore norte de Angola (Cabinda). Em primeira aproximação, pode dizer-se que o cerogénio de tipo I é, predominante, nas rochas-mãe lacustres, o de tipo II, nas rochas-mãe marinhas e do tipo III, nas rochas-mãe continentais.

Meandro...........................................................................................................................................................................................................................................................................Meander

Méandre / Meandro / Mäander / 曲流 / Меандр / Meandro

Curva da trajectório de uma corrente de água (rio, ribeira, riacho, distributário, etc.) que quando a corrente muda de trajectória forma um braço ou canal abandonado.

Ver: «Atalho de Meandro »
&
« Barra de Meandro (modelo) »
&
« Lago de Meandro »

Nem todas as sinuosidades de um rio são meandros. O termo meandro é reservado a um traçado que se afasta, sem razão aparente, da direcção de escoamento para voltar, depois de ter descrito uma curva, mais ou menos, acentuada, à mesma direcção de escoamento. Podem-se distinguir dois tipos principais de meandros: (i) Meandros de vale ou meandros encaixados, quando o vale do rio meandra como o rio, à mesma escala e (ii) Meandros de planície de aluvial, que certos autores franceses chamam, de maneira errada, meandros livres ou meandros divagantes, quando as sinuosidades do rio são independentes do traçado do vale e têm escalas muito diferentes, isto é, o rio é muito mais pequeno do que o vale. Os meandros de vale são tão, frequentes, como os de planície aluvial. Com exemplo dos primeiros pode citar-se os meandros do rio Colorado, particularmente no Grande Canhão (USA), e como exemplo dos meandros de planície aluvial, os meandros do rio Mississipi. Esta fotografia ilustra um meandro fóssil, no qual se distingue facilmente: (a) A barra de meandro e (b) Um tampão argiloso. A incisão do rio (não confundir com a corrente actual) não aflora neste lugar. De maneira geral, num meandro, a força da corrente erode o banco externo do rio permitindo a progradação da barra de meandro para o exterior. O movimento circular da corrente, que começa a erodir o banco, desloca-se em seguida para a base do canal, para depois se dirigir para a parte convexa do canal, antes de regressar a superfície do rio. Este movimento de escoamento da água obriga os sedimentos, provenientes da erosão do banco externo, a depositarem-se no banco interno criando o que se chama uma barra de meandro. O material depositado na barra de meandro inclina, ligeiramente, em direcção do banco erodido. Esta inclinação vê-se muito bem nesta fotografia (debaixo da desconformidade). A barra de meandro termina por biséis de progradação, os quais contrastam com os biséis de agradação dos sedimentos que preenchem o tampão argiloso que fossilizam o canal onde passava a corrente. O tampão argiloso sugere que o meandro foi abandonado e que, provavelmente, formou um lago de meandro.

Meandro Abandonado............................................................................................................................................................................................Oxbow Lake

Méandre abandonné / Meandro abandonado, Galacho / Altwasser (Fluss) / 故道 / Высохшая река / Meandro abbandonato, Oxbow

Massa de água com a geometria de um U formada quando um meandro da corrente principal de um rio é eliminado (abandonado) para formar um lago. Sinónimo de Canal Abandonado.

Ver: « Atalho de Meandro (evolução) »
&
« Barra de Meandro (sísmica) »
&
« Lago de Meandro »

Esta fotografia ilustra uma série de meandros abandonados ao longo do planície aluvial do rio Kneai (um do mais populares rio para a pesca desportiva no Alasca). A quando da fusão do gelo, muitos destes canais tornam-se activos. Isto é talvez a razão, mais provável, da ausência de corpos de água ou lagos de meandro, na maior parte deles. Quando um canal ou meandro abandonado se torna activo, de maneira, mais ou menos, periódica, uma parte do leito é preenchida por sedimentos que, pouco a pouco, não deixam mais espaço para a água, uma vez que ele é abandonado. Os meandros da planície aluvial (não esqueça que existem, também, meandros de vale) à força de se acentuarem, podem recorta-se e criar canais abandonados. Um recorte entre dois meandros pode fazer-se de duas maneiras: (i) Transbordo e (ii) Tangência ou Osculação. No primeiro caso, o recorte entre dois meandros faz-se durante um período de cheia, quando toda a planície aluvial está inundada, uma vez que, desde que a altura de água começa a diminuir, a corrente toma, de preferência, o trajecto mais rectilíneo que o trajecto longo e curvo do meandro. O meandro é abandonado e pode formar-se um lago de meandro. Este mecanismo é impossível nos meandros de vale (nos quais as sinuosidades do rio coincidem com as sinuosidades do vale). Um recorte por tangência ou osculação (contacto de duas curvas) faz-se por simples exageração da curva do meandro, a qual, pouco a pouco, torna o pedúnculo inexistente, o que favorece o escoamento da corrente, directamente, para o meandro seguinte abandonando o meandro sem pedúnculo no qual se pode formar um lago. Como um recorte de meandros põe em contacto dois pontos da corrente, que inicialmente estavam a uma certa distância, o que quer dizer que eles têm altitudes diferentes, pode, por vezes, formar-se uma queda de água, a qual têm um período de existência, mais ou menos grande, função da dureza das rochas encaixantes. Todos os meandros migram para jusante, o que permite a captura de pequenas correntes pelo meandro e a transformação, com o tempo, de meandros de vale em meandros de planície aluvial.

Megaciclo Eustático........................................................................................................................Eustatic Megacycle

Mégacycle eustatique / Megaciclo eustático / Megacycle eustatischen / 兆周海平面 / Эвстатический мегацикл / Megaciclo eustatico

Ciclo eustático de 1a ordem formado por um certo número de ciclos eustáticos de 2^aordem. Um ciclo eustático de 1a ordem tem uma duração superior a 50 Ma, em geral, à volta de 240 Ma. Os ciclos eustáticos de 1^a ordem ou megaciclos, são induzidos pelas variações do nível do mar associadas à ruptura e agregação dos supercontinentes (Pangeia, Rodínia ou Protopangeia, etc.).

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

Os ciclos eustáticos de 1a ordem estão relacionados com a actividade das placas tectónicas. O alto eustático do Paleozóico, com o nível do mar cerca de 200-250 metros mais alto do que hoje, ocorreu à cerca de 500 Ma, quando a dispersão dos continentes paleozóicos era máxima. Igualmente, cerca de 91,5 Ma, o alto eustático do Meso-Cenozóico sublinha a dispersão máxima dos continentes pós-Pangeia. Estas variações do nível do mar foram induzidas pela variações do volume das bacias oceânicas criadas pelas variações do volume das dorsais oceânicas. Assumindo que a quantidade de água sob todas as suas formas é constante desde a formação da Terra, isto é, desde à 4,5 Ga (hipótese que até hoje ninguém conseguiu refutar), se o volume das bacias oceânicas aumenta (subdução da crusta e dorsais oceânicas ao longo da zonas de subdução de Benioff) o nível do mar desce. Caso contrário, se o volume das bacias oceânica diminui (formação de nova crusta e dorsais oceânica) o nível do mar sobe. Isto é muito importante, porque ao longo da história geológica, o volume das bacias oceânicas variou. Partindo da formação de um supercontinente quando toda, ou quase toda, a crusta continental está aglutinada num pequeno número de placas litosféricas, o volume das bacias oceânicas é muito grande, uma vez que as montanhas oceânicas, se presentes, são pouco desenvolvidas. A grande maioria delas desaparece, não só porque a crusta oceânica se torna fria e mais densa (menos voluminosas), mas também porque uma grande parte se consumiu ao longo das zonas de subdução do tipo B. Com a ruptura de um supercontinente, os continentes individualizados dispersam-se devido à expansão (alastramento) oceânica e o volume das bacia oceânicas diminui, até ao máximo de dispersão, uma vez que as montanhas oceânicas, isto é, as dorsais, são cada vez mais numerosas e mais altas.

Megaparsec (Mpc)............................................................................................................................................................................................................................Megaparsec

Mégaparsec / Megaparsec / Megaparsec (eine Millionen Parsec) / Megaparsec (一百万parsecs) / Мегапарсек / Megaparsec (uno milioni parsec)

Unidade de comprimento (C) utilizada na astronomia, equivalente a um milhão de parsec (Mpc). Um parsec é, mais ou menos, igual a 31 mil biliões de quilómetros (10¹² km) ou aproximadamente 3,26 anos luz. Mais rigorosamente, um parsec é igual a 30,857 x 10¹⁶metros, 1,9174 x 10¹³ milhas ou 3,26156 anos luz.

Ver: « Universo Inflacionário »
&
« Big Bang (teoria) »
&
« Universo (primitivo) »

O Parsec (símbolo: pc) é uma unidade de distância usada em trabalhos científicos de astronomia para representar distâncias estelares. Equivale à distância de um objecto cuja paralaxe (diferença na posição aparente de um objecto visto por observadores em locais distintos) anual média vale um segundo de arco (1"). Devido à definição da paralaxe anual, o parsec também pode ser entendido como a distância à qual se deveria situar um observador para ver uma unidade astronómica (UA) - equivalente à distância da Terra ao Sol - sob o ângulo de um segundo de arco. A paralaxe anual é definida como a diferença de posição de uma estrela com vista da Terra e do Sol. Como não podemos ver a estrela do Sol, a observação é feita entre dois pontos opostos da órbita da Terra e o resultado dividido por 2. O parsec é a distância para a qual a paralaxe anual é de um segundo de arco ou arcseg. Um parsec é igual a 3,26 anos-luz. A palavra parsec surgiu da contracção das palavras "paralax" (paralaxe) e "second" (segundo). Dyson (1913) sugeriu o nome astron, mas disse que Carl Charlier propôs o termo siriómetro e que Herbert Hall Turner sugeriu parsec, o qual acabou por se tornar o nome da unidade. Uma vez que o método de paralaxe é a técnica fundamental para a calibração das distâncias astronómicas, o parsec é a unidade de distância mais usada em publicações astronómicas profissionais. A vantagem do seu uso deve-se a que a distância (d) de uma estrela, em parsecs, pode ser, directamente, obtida da paralaxe (π) por meio da fórmula: (d = 1 / π). Artigos de divulgação científica e jornais, contudo, preferem usar uma unidade mais intuitiva: o ano-luz (unidade de medida utilizada em astronomia e corresponde à distância percorrida pela luz em um ano, no vácuo). A luz desloca-se a uma velocidade de aproximadamente 300 mil km/s percorrendo 9,46 triliões km por ano entre os astros. Assim, a distância de Alfa Centauro até nós equivale a 4,2 anos-luz (40 triliões / 9,46).

Megaplâncton..........................................................................................................................................................................................................................Megaplankton

Mégaplancton / Megaplancton / Megaplankton / Megaplankton (大于或等于 2000 微米大小的浮游有机体) / Макропланктон / Megaplankton (organismi planctonici che sono maggiori o uguali a 2000 micrometri in termini di dimensioni)

Conjunto de organismos planctónicos com dimensões iguais ou superiores a 2000 micrómetros.

Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »

Plâncton é muitas vezes descrito em termos de dimensão. Geralmente, as seguintes divisões são utilizadas : (i) Megaplâncton, com dimensões superiores a 2 × 10 ^-2 m ; metazoários, tais como medusas, ctenóforos, salpas e pirosomas (Tunicata pelágico), Cephalopoda ; (ii) Macroplâncton, com dimensões entre 2 × 10 ^-3 e 2 × 10 ^-2 m ; metazoários, como, por exemplo, Pteropodos, Chaetognaths, Euphausiacea, medusas ; ctenóforos; salpas, doliolids e pirosomas, Cephalopodos ; (iii) Mesoplâncton, com dimensões entre 2 × 10 ^-4 e 2 × 10 ^-3 m; metazoários, como por exemplo, copépodos, medusas; cladoceras, ostracodos, chaetognaths; pteropodos; Tunicata, heteropodos, etc ; (iv) Microplâncton, com dimensões entre 2 x 10 ^-5 e 2 × 10 ^-4 m, como os grandes protistas eucarióticos ; muito do fitoplâncton, protozoários (foraminíferos), ciliados, rotífera, metazoários juvenis (crustáceos), etc ; (v) Nanoplâncton, com dimensões entre 2 × 10^-6 e 2 × 10^-5 m, como pequenos protistas eucarióticos, pequenas diatomáceas, pequenos flagelados, Pirrophitas, Chrysophitas, Chlorophitas ; Xanthophitas, etc ; (vi) Picoplanctôn, com dimensões entre 2 × 10 ^-7 e 2 × 10 ^-6 m, como pequenos protistas eucarióticos, bactérias, Chrisophitas, etc ; (vii) Femtoplâncton, com dimensões inferiores a 2 × 10 ^-27 m, como os de vírus marinhos. O plâncton é, geralmente, subdividido em: (a) Fitoplâncton, formado, principalmente, por algas microscópicas ; (b) Ictioplâncton, formado por formas larvares ou juvenis do nécton com pouca locomotividade ; (c) Zooplâncton, formado por animais. O zooplâncton pode ser dividido em dois principais grupos: (1) Holoplâncton e (2) Meroplâncton. O zooplâncton é composto por aqueles animais que passam toda a sua vida no plâncton. No plâncton marinho os principais componentes do holoplâncton são os Copépodos (ver figura semelhante a um camarão) que podem ter os mais variados hábitos alimentares, desde herbívoros até carnívoros ou detritívoros. Os Quetognatos que são organismos, exclusivamente, planctónicos. O Meroplâncton é o plâncton composto por animais que passam apenas uma fase (geralmente a larval) de sua vida ao sabor das correntes. As larvas podem vir a fazer parte do nécton (no caso das larvas de peixes) ou do bentos (como, por exemplo, a maioria das larvas meroplanctónicas).

Megasequência....................................................................................................................................................................................................................Megasequence

Mégaséquence / Megasecuencia / Megasequenz / Megasequence (地层） / Мегасеквенция / Megasequence (stratigrafia)

Intervalo sedimentar depositado durante um megaciclo eustático (ciclo eustático da 1^a ordem). O termo megasequência foi substituído por ciclo estratigráfico de invasão continental para impedir que se possa pensar que uma megasequência corresponde a um ciclo-sequência grande. Da mesma maneira, o termo supersequência foi substituído por subciclo de invasão continental.

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

Na estratigrafia sequencial cada ciclo eustático induz um ciclo estratigráfico. Como há, basicamente, três ciclos eustáticos 1a, 2a e 3a ordem (os outros são ciclos de alta frequência e paraciclos), em função do tempo de duração (maior que 50 My, entre 3-5 e 50 My e entre 0,5 e 3-5 My), existem três ciclos estratigráficos principais: (i) Ciclos de invasão continental ; (ii) Subciclos de invasão continental e (iii) Ciclos-sequência. Os intervalos sedimentares depositados durante os ciclos eustáticos de alta frequência são os ciclos estratigráficos de alta frequência. A antiga megasequência de Vail, corresponde ao ciclo estratigráfico de invasão continental. O tempo total de um ciclo estratigráfico corresponde bem ao tempo de duração do ciclo eustático equivalente, mas não ao tempo de deposição. O tempo total de deposição é muito inferior ao tempo total do ciclo eustático. A história da Geologia assemelha-se a um queijo suíço tipo Emmental, que, por vezes, têm mais buracos do que queijo, o que quer dizer, que na Geologia, os períodos em que nada se passa são muito longos que os períodos de actividade, quer ela seja sedimentar ou tectónica. Comparando a curva dos ciclos eustáticos de 1a ordem (curva longo termo lisa) com o mapa da dispersão dos continentes do Fanerozóico, é fácil constatar que os períodos de subida eustática correspondem à dispersão dos continentes, que seguiu a ruptura dos supercontinentes. Da mesma maneira, as descidas eustáticas (de 1a ordem) correspondem aos períodos de colisão e aglutinação dos continentes que formam um novo supercontinente. Pode dizer-se que as descidas eustáticas de 1a ordem correspondem as épocas dos supercontinentes: (i) Depressão eustática Pérmico-Triásica que ocorreu à cerca de 250 Ma ; (ii) Depressão eustática do Paleozóico Inferior, que ocorreu à cerca de 500 Ma e (iii) Depressão do Proterozóico Inicial que ocorreu à cerca de 2,2 Ga, que não está ilustrada nesta figura.

Megassutura........................................................................................................................................................................................................................................Megasuture

Mégasuture / Megasutura / Megasuture (Tektonik) / Megasuture（构造） / Мегастык / Megasutura (Tettonica)

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

Ver: « Subducção do Tipo-A (Ampferer) »
&
« Supercontinente »
&
« Cratão »

Como ilustrado nesta figura, uma megassutura pode ser considerada como uma sutura formada por uma colisão Continente-Continente (entre dois continentes) ou Continente-Arco Vulcânico (entre um continente e um arco vulcânico, criado por uma zona de subdução do tipo B) com uma mobilização, mais ou menos, importante do substrato granito-metamórfico. Uma megassutura engloba as zonas orogénicas e bacia sedimentares associadas. A megassutura Meso-Cenozóica aqui ilustrada, engloba todos os corpos geológicos associados aos fenómenos de subducção (tipo A e B) que ocorreram desde o Pérmico-Triásico até hoje. Ela representa a contrapartida ou a resposta à expansão oceânica que acompanhou a dispersão (causa ou efeito) dos continentes formados pela ruptura do supercontinente Pangeia. A megassutura Meso-Cenozóica engloba todos os produtos da actividade orogénica e ígnea posteriores à ruptura do supercontinentes Pangeia e bacias sedimentares associadas, em particular as bacias epissuturais e cadeias de montanhas. Bally utilizou o conceito de megassutura para classificar os diferentes domínios da subsidência. Assim, ele dividiu as bacias sedimentares em dois grandes grupos: (i) Bacias associadas à formação de nova crusta continental (cratónicas, tipo-rifte e margens continentais do tipo-Atlântico) e (ii) Bacias associadas à formação das megassuturas, nas quais ele considerou duas famílias: (a) Perissuturais, quer isto dizer, formadas na periferia da megasutura (antearco, antepaís, etc.) e (b) Epissuturais, isto é, as bacias formadas dentro da megassutura (interna ao arco, panónica, mediterrânica, cadeia de montanhas, etc,). É esta classificação das bacias sedimentares, que é seguida neste glossário, é a que melhor se adapta à estratigrafia sequencial e à geologia do petróleo.

Meiofauna.......................................................................................................................................................................................................................................................Meiofauna

Méiofaune / Meiofauna / Meiofauna / 小型动物 / Мейофауна / Meiofauna

Pequenos invertebrados bênticos que vivem em ambientes de água fresca ou salgada. O termo meiofauna não corresponde a um grupo taxonómico definido, uma vez que ele caracteriza um grupo de organismos pelo tamanho, maior do que o da microfauna e mais pequeno do que o da macrofauna.

Ver: « Bentos »
&
« Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »

A fauna é toda a vida animal de uma determinada região ou época. O termo correspondente para as plantas é flora. Os zoólogos e paleontólogos usam o termo fauna para designar uma colecção típica de animais encontrados num determinado momento ou lugar (ex : a fauna dos shales de Burgess ou a fauna do Deserto de Sonora). A fauna pode ser subdividida em: (i) Infauna, que engloba os animais aquáticos que vivem no substrato de um corpo de água, especialmente, num fundo do mar não consolidado ; (ii) Epifauna (ou epibentos), que engloba os animais aquáticos que vivem sobre o substrato de fundo ou dentro dele, o que quer dizer que a fauna bentónica vive em cima da superfície sedimentar do fundo do mar ; (iii) Macrofauna engloba os são organismos bentónicos ou organismo que vivem no solo e que são retidos numa peneira com uma malha de 0,5 mm ; nos estudos do fundo do mar a macrofauna é definida como os animais que são retidos numa peneira de 0,3 milímetros de malha, o que entra em linha de conta com o pequeno tamanho de muitos dos táxons ; (iv) Megafauna, que engloba os grandes animais de uma determinada região ou época, como, por exemplo, a megafauna australiana ; (v) Meiofauna, que engloba pequenos invertebrados bentónicos que vivem em ambientes marinhos e de água doce ; o termo meiofauna é muito vago, uma vez que ele define um grupo de animais pelos por seu tamanho, maior que a microfauna, mas menor do que macrofauna, e não um grupo taxonómico ; o ambiente ideal para a meiofauna é entre os grãos de areia húmida (Mystacocarida) ; na prática, eles são animais metazoários que pode passar ilesos por uma malha de 0,5-1 mm, mas que são retidos mantida por uma malha de 30 - 45 μm, mas as dimensões exactas variam com os autores (para que um organismo passe por uma malha de 1 mm depende, também, se ele está vivo ou morto) ; (vi) Mesofauna, que engloba os invertebrados macroscópicas do solos, como, por exemplo, artrópodes, minhocas, nematóides, etc. ; (vii) Microfauna, que engloba animais microscópicos ou muito pequenos, como protozoários e rotíferos.

Merobentos.........................................,,,,,,,,,,.......................................................................................................................................................................................Merobenthos

Mérobenthos / Merobentos / Merobenthos (am unteren Rand des Meeres) / Merobenthos（近海底）/ Меробентос / Merobenthos (vicino al fondo del mare)

Organismos sazonais bentónicos, que são planctónicos apenas em certas fases do seu desenvolvimento (holobentos quando passam toda a vida como planctónicos). Estes organismos planctónicos são incluídos no meroplâncton. Nos merobentos estão também incluídos organismos que em condições desfavoráveis do ano (inverno, por exemplo) se estabelecem no fundo do mar.

Ver: « Bentos »
&
« Mesobentoos »
&
« Meiofauna »

Em biologia marinha e limnologia, chama-se bentos aos organismos que vivem no substrato, fixos ou não, em oposição aos pelágicos, que vivem, livremente, na coluna de água. Os bentos ou organismos bentónicos são aqueles animais que vivem associados ao sedimento, quer marinho, quer das águas interiores, como, por exemplo, os corais (colónias que crescem nos mares e podem formar recifes de grandes dimensões que têm um ecossistema com uma biodiversidade e produtividade extraordinárias). O bentos subdivide-se em: (i) Fitobentos, como as macroalgas, algumas microalgas e as plantas aquáticas enraizadas e (ii) Zoobentos, como os animais e muitos protistas bentónicos. Dentro dos zoobentos pode considerar-se: (a) Macrofauna, que engloba os animais visíveis a olho nu, como a maior parte dos caranguejos, equinodermes, larvas de insectos, vermes oligoquetas e algumas espécies de peixes ; (b) Meiofauna, que engloba os animais que vivem, permanentemente, enterrados no sedimento, quer livres, quer dentro de estruturas por eles construídas, como muitos moluscos, amêijoas, e vários tipos de vermes e (c) Microfauna, que engloba os animais microscópicos que se desenvolvem sobre o substrato, (principalmente protistas). Os bentos podem ainda subdividir-se em: (1) Holobentos, que vivem nas profundezas do mar em todas as fases do ciclo de vida ; (2) Merobentos, que são bentónicos durante a fase adulta, mas planctónicas durante a fase larvar ; (3) Epibentos, que vivem na superfície do fundo do mar ou de um lago ; (4) Endobentos, que vivem no interior dos sedimentos que formam o fundo do mar ou dos lagos (ex: arenículas) ; (5) Mesobentos que engloba os organismos marinhos encontrados no fundo do mar, entre as partículas sedimentares, especificamente na área arquibêntica, entre 200 e 1000 m de profundidade. Segundo a sua mobilidade, os bentos podem subdividir-se em : (A) Sésseis, que não se deslocam voluntariamente do seu local de fixação (viverem enterrados no substrato), como as macroalgas, ostras, esponjas, etc. e (B) Vágeis, que se deslocam pelos seus próprios meios.

Meroepipelágico (organismo)..............................................................................................................................................................................Meroepipelagic

Méroépipélagique (organisme) / Meroepipelágico (organismo) / Meroepipelagic (Teil ihres Lebens in der epipelagic Zone) / Meroepipelagic（在epipelagic带他们生活的一部分） / Мероэпипелагический (организм) / Meroepipelagic (parte della loro vita nella zona epipelagica)

Organismo que passa, unicamente, uma parte da sua vida na zona epipelágica. Com exemplo deste tipo de organismo podemos citar os peixes que passam a vida de adulto na zona epipelágica, mas que desovam em águas costeiras (arenque, o tubarão-baleia, golfinho, etc. ) ou em água doce, como o salmão.

Ver: « Pelágico (organismo) »
&
« Meroplâncton »
&
« Oceano Costeiro »

Nesta figura estão ilustrados peixes meroepipelágicos, isto é, peixes que passam, unicamente, uma parte da sua vida na zona epipelágica. O nécton oceânico é composto por uma grande variedade de peixes ósseos, tubarões, raias e, em menor medida, mamíferos e répteis. Os únicos invertebrados que podem ser considerados como nécton são os moluscos cefalópodes. Os peixes que passam toda a sua vida na zona epipelágica são denominados holoepipelágico. Entre eles podemos citar os tubarões de ponta branca, atum de barbatana amarela, marlin listrado, etc. Os peixes que passam, unicamente, uma parte das suas vidas na zona epipelágica são denominados meroepipelágicos. Este grupo é mais mais diversificado e inclui os peixes que passam a vida adulta na zona epipelágica, mas que desovam nas águas costeiras (arenque, o tubarão-baleia, golfinho, etc.), ou em água doce (salmão). A maioria dos peixes tem uma de bexiga natatória cheia de gás. Por outro lado, como a maioria dos peixes pode regular a quantidade de gás na bexiga, eles podem controlar sua flutuabilidade. As cavidades cheias de gás (pulmões) ajudam a flutuar todos os animais nectónicos que respiram. Outros meios utilizados pelos mamíferos marinhos para aumentar a flutuabilidade são a redução óssea e a presença de uma camada de lípidios (óleos ou gorduras). Grandes quantidades de lípidios também existem nos peixes nectónicos que não têm bexigas natatórias (tubarões, cavalas, bonitos, etc.). Além destes meios estáticos de criação de flutuabilidade, alguns animais nectónicos têm mecanismos hidrodinâmicos para produzir flutuabilidade durante o movimento, como as barbatanas quer peitorais quer caudais (cauda heterocercal). Os peixes têm dois tipos de barbatanas : (i) Pares, que são as peitorais (com a base atrás das aberturas branquiais) e pélvicas ou ventrais (localizadas à frente do ânus) e (ii) Ímpares : dorsais (podem ser até três, situadas no dorso), caudal (por vezes lobada, na extremidade posterior do corpo) e anal (na região ventral, atrás do ânus).

Meroplâncton............................................................................................................................................................................................................................Meroplankton

Méroplancton / Meroplancton /Meroplankton (teilweise planktonischen) / Meroplankton (部分浮游) / Меропланктон / Meroplankton (parzialmente planctonicos)

Organismos que são plantónicos, unicamente, durante uma parte da sua vida, principalmente, durante o estágio larvar, como, as larvas de ouriços, estrelas do mar, crustáceos, vermes marinhos, alguns gastrópodes marinhos e muitos peixes. Depois do período plantónico, os organismos meroplantónicos evoluem como nécton ou adoptam uma estilo de vida bêntico (por vezes séssil) no fundo do mar.

Ver: « Bentos »
&
« Nécton »
&
« Bentónico (organismo) »

Em biologia marinha, chama-se meroplâncton ao conjunto das formas planctónicas que podem desenvolver-se e vir a fazer parte do nécton, como é o caso das larvas e juvenis de peixes ou cefalópodes, ou do bentos, de que fazem parte os equinodermes, anelídeos e muitos crustáceos, como as lagostas e os caranguejos. As formas planctónicas que passam toda o seu ciclo de vida no plâncton, como os copépodes e outros crustáceos planctónicos, constituem o holoplâncton. O plâncton é o conjunto dos organismos que têm pouco poder de locomoção e vivem, livremente, na coluna de água (pelágicos), sendo muitas vezes arrastados pelas correntes oceânicas. O holoplâncton ao conjunto dos organismos que passam todo o seu ciclo de vida na coluna de água, fazendo parte do plâncton. Fazem parte deste grupo, não só animais característicos do zooplâncton, como os copépodes, que chegam a 70% de todo o zooplâncton, e outros crustáceos, alguns moluscos, como os pteródopes, e mesmo cordados, como as salpas e apendiculários Urochordata, mas também muitos protozoários. Entre estes, encontram-se formas que, por vezes, são consideradas parte do fitoplâncton, como os dinoflagelados, mas também os foraminíferos, cujas conchas formam grandes depósitos de sedimentos calcários nos fundos oceânicos. Ao contrário do meroplâncton, as fases larvares destes animais fazem, igualmente, parte do holoplâncton. Note que o plâncton é subdividido em: (i) Fitoplâncton, formado, principalmente, por algas microscópicas ; (ii) Ictioplâncton, formado por formas larvares ou jovens do nécton com pouca locomotividade e (iii) Zooplâncton, formado por animais. Com exemplo de organismos meroplanctónicos podem citar, peixes, moluscos, mexilhões, percebas, camarões e esponjas. Algumas larvas de meroplâncton assemelham-se adultos, como certos peixes, mas outros não, como, por exemplo, as percebas.

Mesa..............................................................................................................................................................................................................................................................................................Mesa

Mesa / Mesa / Mesa (Geologie) / 梅萨（地质） / Плато, плоскогорье / Mesa (Geologia)

Resíduo de erosão, típico das plataformas estáveis, associado às formações geológicas resistentes e caracterizado por uma morfologia, relativamente, plana na parte superior. Uma mesa é mais pequena do que um planalto, mas maior do que um cômoro ( cabeço com o topo aplanado).

Ver : « Planalto »
&
« Peneplanície »
&
« Erosão »

Quando um soco, mais ou menos, horizontalizado, é coberto por um mar pouco profundo, deposita-se por cima dele uma série sedimentar horizontal. Esta série que é, relativamente, pouco espessa (2-3 km), quando comparada com a espessura do soco, forma uma plataforma estável. Nestas condições, um pequeno levantamento do soco com pouco ou mesmo nenhum basculamento, pode expor a cobertura sedimentar. Desde que esta cobertura sedimentar, que, em geral, é formada por uma alternância de arenitos e argilitos induzida pelas variações relativas do nível do mar, é exposta ao ar livre, numa região de clima árido, os agentes erosivos vão criar formas de erosão muito típicas. Como os horizontes argilosos são, em geral, pouco resistentes, e os arenitos, particularmente, os arenitos carbonatados (cimentados por calcite) são mais duros e resistentes, a erosão remove os intervalos menos resistentes deixando no topo uma cobertura protectora, formada por um intervalo resistente, o que forma um planalto, mais ou menos, horizontal. À medida que a erosão progride, é muito possível que ela individualize uma porção, mais ou menos, importante do planalto, isto é, uma mesa, como sugerido no esquema ilustrado nesta figura (em baixo à direita). Foi, provavelmente, desta maneira que se formou a Mesa de Gosseberry ilustrada na fotografia (em cima à esquerda). Como se pode constatar, os sedimentos da formação de Moenkopi, no estado de Utah (EUA), são, mais ou menos horizontais, e as camadas mais resistentes (função do tamanho dos grãos e da quantidade de calcário presente na matriz) formam pequenos cumes. O topo da mesa é formado pelos sedimentos da formação Online (Triásico Tardio), que sendo muita mais resistentes do que os sedimentos da formação Recobertos, resistem melhor aos agentes erosivos e formaram o topo do planalto. A erosão recuou, pouco a pouco, o bordo do planalto criando uma série de penhascos e escarpas até que uma parte do planalto ficou individualizada pela erosão (correntes) para formar a Mesa de Recobertos (como sugerido no esquema).