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Numa determinada área e num determinado tempo geológico, a subsidência e o levantamento (tectónico) estão, directamente, relacionados a um regime tectónico característico. Assumindo um nível do mar eustático constante pode-se dizer que :

1) Durante regimes tectónicos extensionais (alargamento sedimentar), caracterizados por um esforço efectivo máximo (σ1) vertical, os sedimentos são alargados :

(i) O alongamento induz subsidência.
(ii) A subsidência induz uma subida relativa do nível do mar que aumenta a acomodação, ou seja, o espaço disponível para os sedimentos.
(iii) Um aumento relativo do nível do mar (ARNM) induz sedimentação (depósito).

2) Durante regimes tectónicos compressivos (encurtamento sedimentar), que se caracterizam por um esforço efectivo máximo (sigma 1) horizontal, os sedimentos são encurtados:

(a) Um encurtamento sedimentar gera um levantamento o que cria uma descida relativa do nível do mar, o que diminui a acomodação.
(b) Uma descida relativa do nível do mar (DRNM) induz erosão.

Quando a tectónica é combinada com as mudanças eustáticas, a acomodação final, ou seja, o espaço total disponível para os sedimentos, é a soma do espaço induzido pela tectónica e pelo eustatismo.

- Durante uma subida eustática do nível do mar (aumento da acomodação), o aumento da profundidade de água criado pela subsidência é adicionado ao criado pela eustasia.
- Durante uma descida eustática do nível do mar (diminuição da acomodação), à diminuição da acomodação criada pela eustasia deve ser tirada a quantidade de espaço criado pela subsidência.
- No caso de um levantamento (regime tectónico compressivo), a redução da acomodação é ampliada pela redução criada por uma descida eustática do nível do mar (DENM) e diminuída da acomodação criado por uma subida eustática do nível do mar (SENM).

A combinação do eustatismo e da subsidência controla as mudanças relativas do nível do mar. A montante do rebordo da plataforma continental, uma subida relativa do nível do mar aumenta o espaço disponível para os sedimentos (acomodação) e favorece a deposição. Ao contrário, uma descida relativa do nível do mar diminui a acomodação na plataforma e favorece a erosão. A jusante do rebordo da plataforma, as mudanças de nível relativo do mar têm consequências sedimentares importantes, sobretudo, quando a descida relativa do nível do mar é grande e suficiente para criar condições geológicas de nível baixo (do mar).

A tectónica tem o maior efeito sobre a criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação). Com o clima, ela controla o tipo e a quantidade de sedimentos depositados. A tectónica tem um grande controlo sobre a estratigrafia. Os eventos tectónicos têm assinaturas muito características. Na base da magnitude e tempo de duração, P. Vail distinguiu três níveis hierárquicos de eventos tectónicos com assinaturas estratigráficas típicas :

A) Eventos de alto nível tectónico ;
B) Eventos de médio nível tectónico ;
C) Eventos de baixo nível tectónico.

A) Eventos de alto nível tectónico

Estes eventos tectónicos resultam de processos termodinâmicos na crosta terrestre e no manto superior. Eles estão directamente associados com os mecanismos da Tectónica das Placas :

(i) Riftização (alongamento ou rifting) ;

(ii) Expansão do fundo oceânico ;

(iii) Suturas tectónicas ;

(iv) Cavalgamentos (compressão), etc.

Eles são considerados como pertencentes a eventos tectónicos hierárquicos de longo prazo. A sua assinatura estratigráfica é a bacia sedimentar, o que quer dizer, que eles são a principal causa da formação das bacias sedimentares.

B) Eventos de médio nível tectónico

Estes eventos tectónicos ocorrem durante a evolução das bacias sedimentares, quer isto dizer, dentro do ciclo estratigráfico de invasão continental (CEIC). Eles podem ser reconhecidos pelas variações da taxa de subsidência. Eles resultam da reorganização das placas tectónicas ou das anomalias termodinâmicas locais. Esta classe de eventos tectónicos é caracterizada por um período de taxa de subsidência, relativamente, elevada seguida por uma taxa de subsidência, relativamente, baixa. As assinaturas estratigráficas são os subciclos de invasão continental ou grandes ciclos de transgressão / regressão. Em outras palavras, eles são caracterizados por deslocamentos significativos da linha da costa para baixo e para o mar.

C) Eventos de baixo nível tectónico

Estes eventos de baixo nível tectónico são o dobramento, falhamento, diapirismo e actividade magmática. As assinaturas estratigráficas são a inclinação e ruptura dos estratos, o que muitas vezes, pode ser reconhecido nos ciclos estratigráficos de alto nível hierárquico (ciclos-sequência e paraciclos). Eles são comummente associados a eventos pene-contemporâneos como deslizamentos, turbiditos, bentonitas, escoamentos extrusivos (datáveis) e soleiras ("sills") intrusivas e diques, etc.

"Os eventos tectónicos hierárquicos podem ser facilmente reconhecidos .......... escreveu Vail ............. nas curvas de subsidência tectónica construídas plotando a profundidade do horizonte, de preferência o topo do embasamento, numa série de idades através do tempo. Quando o afundamento total é corrigido da compensação isostática local e compactação sedimentar, o resultado é uma curva de subsidência tectónica. Essa curva sugere a coluna de água que tectónica criaria se não houvesse depósito de sedimentos. Esta é a curva a utilizada para o cálculo das taxas e magnitudes da subsidência tectónica, assumindo que a compensação isostática e a compactação ocorrem instantaneamente e não afectam a subsidência da deposição superficial ".

A subsidência tectónica de uma bacia, que evoluiu em extensão (alargamento), como, as bacias do tipo-rifte e margems divergentes do tipo-Atlântico ou não-Atlântico, mostram, tipicamente, uma inflexão, uma vez que o mecanismo da subsidência muda de uma extensão crustal diferencial (durante a formação das bacia do tipo-rifte) para um arrefecimento térmico (durante a evolução da margem divergente).

As curvas da subsidência tectónica de bacias que evoluem sob um regime tectónico en extensão caracterizam-se por um padrão côncavo para cima. Geralmente, elas mostram, pelo menos, dois padrões de subsidência côncavos para cima. Um, durante a fase de extensão da crosta (forma das bacias do tipo-rifte) e um outro, durante a fase de arrefecimento térmico (margens divergentes). Padrões côncavo para cimas adicionais podem ser induzidos por outros episódios de extensão da crosta terrestre, bem como perturbações térmicas.

As curvas de subsidência podem ser utilizadas para classificar as bacias sedimentares. Bally e Snelson (1980) utilizaram o tipo de subsidência para classificar as bacias sedimentares. Em regimes tectónicos extensionais, uma riftização está associada com uma subsidência diferencial (bacias do tipo-rifte), enquanto que uma deriva (subsidência térmica) caracteriza as margens divergentes. Nas margens continentais, as discordâncias ou seja, os limites dos ciclos estratigráficos, quando não são tectónicamente reforçadas, são, geralmente, difíceis de pôr em evidência a montante do rebordo da plataforma continental e em águas profundas. Como ilustrado no esquema da direita (Discordâncias Associadas) a identificação dos vales cavados ou encaixados e dos canhões submarinos (a partir das relações geométricas estratais ou dos reflectores sísmicos) é, de longe, o método mais eficiente para identificar as discordâncias crípticas.

A curva da subsidência tectónica durante a evolução duma bacia sob um regime tectónico em compressão mostra um padrão típico de carregamento por flexura, ou seja, convexo para cima. O período de cavalgamento máximo é comummente associado com a subsidência máxima porque este é o momento no qual as escamas cavalgantes produzem a carga máxima, no rebordo da antefossa. Vários padrões de subsidência, convexos para cima, são normalmente presentes nas bacias em compressão, o que sugere variações na taxa dos movimentos dos cavalgamentos. Pode haver um período de estabilidade ou levantamento entre as curvas de subsidência convexas para cima. O levantamento pode ser devido ao aquecimento de uma crosta deprimida. Bacias transpressionais exibem padrões convexos para cima, semelhantes aos induzidos por um carregamento por flexura, o que sugere o carregamento de uma área ao lado da bacia. Algumas bacias foram formados durante um regime extensional, que mudou ao longo do tempo para um regime compressivo. Esta mudança será reflectida na curva de subsidência da bacia, que mostrará um padrão côncavo para cima na parte inicial e um outro padrão convexo para cima na parte terminal. A curva da subsidência tectónica de uma bacia exibe, normalmente, um padrão em extensão ou em compressão. Mudanças no tipo de bacia são, geralmente, visíveis na morfologia da curva de subsidência, A curva de subsidência tectónica associada a cada tipo de bacia sedimentar reflecte a história de subsidência de cada bacia, e, em princípio, ela representa a assinatura estratigráfica do primeiro nível hierárquico dos eventos tectónicos. Cada padrão côncavo ou convexo para cima na curva de subsidência tectónica está, geralmente, associada aos ciclos das fácies de transgressão-regressão. Os ciclos de fácies de transgressão-regressão são assinaturas estratigráficas de mudanças na taxa de subsidência tectónica e são considerados como assinaturas de eventos tectónicos de médio nível. Dobramento e falhamento ocorre durante determinados períodos da curva subsidência tectónica função do tipo de estruturação. Em ambientes extensionais, o falhamento é mais activo durante a fase de extensão crustal. Num contexto geológico compressivo, o falhamento é mais activo na fase de máxima subsidência. A curva de subsidência tectónica influencia os eventos tectónicos de nível inferior e pode mostrar um desvio do padrão da subsidência regional. Uma curva de subsidência tectónica feita numa bacia formada sob um regime de compressão mostrará um alto que corresponde ao desenvolvimento de uma estrutura que provoca uma carga flexural. Este alto será sobreposto à curva regional que mostrará uma subsidência máxima na época correspondente.

Nesta linha sísmica do offshore Este des USA, quer isto dizer, numa linha sísmica tirada numa margem divergente do tipo Atlântico depositada acima de uma bacia do tipo-rifte e do vulcanismo (subaéreo), associado com a ruptura da litoesfera do Gondwana e do vulcanismo oceânico que acompanhada a deriva continental, uma intrusão vulcânica reforça, localmente, uma discordância críptica (discordância eustática). Na parte superior desta linha, o intervalo progradante, que corresponde ao Cenozóico, é, frequentemente, utilizado para ilustrar a importância do eustatismo na estratigrafia, uma vez que, durante essa época a subsidência tectónica é praticamente nula. O embasamento e o vulcanismo subaéreo, posterior à ruptura da litoesfera (SDRs), são bastante altos (sismicamente) na parte oriental da linha. Eles formam o limite oriental da bacia do tipo-rifte do Triássico-Jurássico, cuja parte superior é, facilmente, reconhecido na parte central e ocidental desta linha linha. Um diapiro de sal parece ter utilizado o plano de falha, entre a bacia do tipo-rifte e o embasamento, para se introduzir, progressivamente, os sedimentos superiores.

Os resultados dos poços de científicos e de pesquiza petrolífera localizados não muito longe da linha precedente, foram utilizados por Greenlee (1989) para calcular as flutuações eustáticas dos dados estratigráficos. A subsidência tectónica, subsidência total, paleobatimetria, variações do nível do mar a longo prazo, assim como os mecanismo, mais prováveis, da subsidência propostas por Greenlee para esta área são resumida na figura abaixo.

Utilizando os resultados do poço COST B-2, Greenlee calculou as flutuações eustáticas a partir dos estratigráficos. A subsidência, paleobatimetria, nível do mar longo prazo e mecanismos mais prováveis da subsidência, foram corroborados pelos resultados dos poços de pesquiza petrolífera perfurados no Atlântico Norte, que sugerem, fortemente, que a ruptura da litosfera da Pangéia (fim da riftização) ocorreu, mais ou menos, 179 milhões de anos atrás e que três ciclos de arrefecimento térmico se sucederam.

A curva da subsidência total indica a profundidade do fundo do poço, em qualquer momento particular. A descompactação dos sedimentos e a correcção da compensação isostática local permitem o cálculo da subsidência tectónica. Para se obter resultados precisos, a curva de subsidência deve ser corrigida da paleobatimetria e o ponto de referência ajustado à curva do nível do mar a longo prazo. A flexão de carga pode, também, influenciar a curva de subsidência tectónica (variação da espessura das unidades sedimentares adjacentes). Para separar a tectónica dos efeitos eustáticos, a curva de subsidência obtida pode ser comparada com as curvas de subsidência teoricamente calculadas para diferentes quantidades de estiramento crustal. A partir da diferença entre a curva de subsidência corrigida e a curva de subsidência termo-tectónico interpretada, o ciclo eustático primeira ordem pode ser avaliado.

A identificação das discordâncias associadas a regimes tectónicos extensionais e compressionais é muito diferente:

- Em regimes em extensão, as discordâncias são, geralmente, crípticas, excepto na parte superior do talude continental, perto do rebordo da plataforma (em bacias com plataforma continental) ou do rebordo continental (as bacias sem plataforma continental), onde, muitas vezes, a erosão induzida pelos canhões submarinos permite de pôr em evidência as descidas relativas do nível do mar responsáveis das superfícies de erosão, i.e., das discordâncias.

- Em regimes em compressão, as discordâncias são tectónicamente reforçadas, como ilustrado previamente. As relações geométricas, entre as linhas cronoestratigráficas subjacentes e sobrejacentes à discordância, são mais claras e nítidas do que em regimes extensionais. O reforçamento das terminações estratais ou dos reflectores permite uma fácil identificação das superfícies de erosão (discordâncias) e a correlação lateral, costa abaixo, com as paraconformidades associadas.

A quantidade de sedimentos está relacionada, principalmente, com a tectónica, eustatismo e clima:

- Regimes tectónicos compressivos induzem levantamento, o que aumenta a quantidade de sedimentos disponíveis para deposição.
- Descidas relativas do nível do mar rompem o perfil de equilíbrio dos rios, o que aumenta a quantidade de sedimentos. Os rios são forçados a cavar os seus leitos para atingir novos perfis de equilíbrio provisório.
- O clima é também um factor importante não só na deposição dos carbonatos, mas também na deposição dos sedimentos areno-argilosos.

Uma regressão (deslocamento em direcção ao mar da linha da costa) ou uma transgressão (deslocamento da linha de costa em direcção do continente) são, principalmente, dependentes do acarreio sedimentar. Geralmente, quando o acarreio sedimentar é importante, há um deslocamento dos depósitos costeiros para o mar (geometria progradante). Em casos particulares, o acarreio sedimentar pode equilibrar o aumento relativo do nível do mar (criação de espaço disponível para os sedimentos) e assim a linha da costa não é deslocada (linha da costa estacionária). Quando o acarreio sedimentar é fraco, a linha da costa e os depósitos costeiros são deslocados em direcção do continente (geometria retrogradante). Tudo isto quer dizer que com a mesma subida relativa do nível do mar, num determinado lugar, pode haver uma regressão e noutro uma transgressão função do acarreio sedimentar.

Numa bacia, o acarreio sedimentar muda no espaço e no tempo. Essa mudança faz que as correlações globais e regionais sejam muito difícil. Como ilustrado no esquema superior, três situações geológicas diferentes são consideradas para a mesma subida relativa do nível do mar, mas com diferentes acarreio sedimentares :

(i) No primeiro caso, o acarreio sedimentar é fraco. A linha da costa é deslocada em direcção do continente criando uma geometria retrogradante. O resultado final é uma transgressão.
(ii) Na segunda situação, o acarreio sedimentar é forte. A linha da costa e os depósitos costeiros associados são deslocados em direcção do mar. A configuração interna de planos de estratificação é progradante, o que cria uma geometria, globalmente, progradante com um deslocamento da linha da costa para o mar. O resultado final é uma regressão.
(iii) Na terceira situação, o acarreio sedimentar equilibra a acomodação induzida pelo relativo aumento do nível do mar. A linha da costa e os depósitos costeiros associados são, mais ou menos, estacionários.

Como o acarreio sedimentar varia no tempo e no espaço, em particular perto da embocadura dos grandes rios, a correlação dos ciclos transgressão / regressão é, muitas vezes, impossível, mesmo à escala da bacia.

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