Deriva Continental

Em 1915, Alfred Wegener apresentou a Teoria da Deriva Continental, segundo a qual os continentes já estiveram unidos num só continente, que designou por Pangea.

Baseou a sua teoria em evidências morfológicas, paleontológicas, paleoclimáticas e litológicas, mas deixou por explicar o motivo da rutura e da “deriva” dos continentes.

Anéis de árvores e o tempo geológico

As árvores possuem importantes evidências do passado. As suas fases de crescimento, registadas em anéis visíveis num tronco, guardam evidências de cheias, secas, ataques de insetos, quedas de relâmpagos e até mesmo sismos. O relógio dos anéis de uma árvore pode servir para datar fragmentos de madeira, por exemplo uma trave de uma casa, com exatidão impressionante, com um erro inferior a 1 ano.

Como é possível?

É possível datar uma árvore recém-abatida através do número de anéis no seu tronco, assumindo que o anel mais exterior represente o presente. Os anéis correspondem a um crescimento diferencial em diferentes estações do ano – Inverno ou Verão, estação seca ou húmida – e são particularmente bem definido em latitudes elevadas, onde há uma diferença bem marcada entre as estações, Foto 1.

Anéis de crescimento

Foto 1 – Anéis de crescimento num tronco de uma sequoia, Museu de História Natural (Londres). Todos os anos as árvores crescem. Este crescimento corresponde a um anel e depende da quantidade de água que está disponível. Esta varia ao longo dos anos, afetando a formação de anéis. Os cientistas usam anéis padronizados para reconstruir, por exemplo o historial de secas de uma região ou mesmo de variações climáticas. Este ramo do conhecimento, dendrocronologia, iniciou-se no início do século XX por um astrónomo americano, Andrew Ellicott Douglass. Os anéis largos indicam um rápido crescimento da árvore nesse ano (provável indicação de bom tempo nesse ano) enquanto os anéis estreitos indicam um crescimento lento (provável indicação de um ano de secas ou temperaturas muito baixas).

A existência de anéis indica ciclos sazonais de crescimento forte ou fraco, e alguns anos são melhores do que outros, porque as condições meteorológicas variam de um ano para o outro: há secas que atrasam o crescimento e anos fartos que o favorecem. Há anos frios e anos quentes, e outros em que ocorrem catástrofes do tipo El Niño ou erupções vulcânicas. Os anos bons, do ponto de vista da árvore, produzem anéis mais largos que os anos maus. E, em qualquer região, o padrão de anéis largos e estreitos, causado por uma sequência típica de anos bons e maus, é suficientemente característico – uma impressão digital que revela os anos exatos em que os anéis se formaram – para ser identificável em cada árvore, Foto 2.

Sequoia

Foto 2 – Os dendrocronologistas medem os anéis de árvores recentes, onde a data exata de cada anel é calculada contando para trás a partir do ano que se sabe que a árvore foi abatida. Com estas medições constroem uma coleção de referência de padrões de anéis, com a qual é possível comparar os de uma amostra arqueológica de madeira cuja idade se pretende conhecer.

Há árvores que vivem milénios (os pinheiros americanos, Pinus aristata e algumas sequoias), mas a maioria delas é abatida para aproveitamento da madeira quando têm menos de um século. Como é possível construir uma coleção de referência de anéis de tempos mais antigos? Sobreposições!

Uma corda forte pode apresentar 90 metros de comprimento, mas nenhuma fibra individual no seu interior tem mais do que uma fração desse comprimento total. Para utilizar o princípio da sobreposição em dendrocronologia consideram-se os padrões de impressões digitais de referência, cujas datas são conhecida através das árvores modernas. Depois de selecionar-se uma impressão digital dos anéis das árvores atuais procura-se a mesma impressão dos anéis mais recentes de árvores mortas há muito. E assim por diante.

Em teoria, podemos reconstituir um passado de milhões de anos usando florestas petrificadas embora na prática a dendrocronologia seja usada apenas para escalas temporais arqueológicas de alguns milhares de anos, Foto 3. Na dendrocronologia, pelo menos em teoria, o erro numa floresta petrificada é muito pequeno. Se existissem florestas petrificadas em número suficiente para reconstituimos o nosso passado de forma contínua a partir do presente, seria possível dizer que uma árvore era do Jurássico e calcular também sua idade quantitativa (absoluta). Não existe infelizmente uma sequência contínua para árvores do Mesozoico e na prática a dendrocronologia permite-nos recuar apenas 11 500 anos.

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Foto 3 – Tronco de árvore fossilizada por mineralização.

Hoje em dia, os dendrocronologistas raramente cortam uma árvore para analisar os seus anéis. Os investigadores começam por retirar um pequeno tarolo do tronco de árvores muito antigas. Os dados obtidos a partir de plantas com diferentes idades mortas, fragmentos de madeira usados na construção ou restos de troncos conservados nos fundos dos lagos, permitem obter uma escala que pode incluir vários milhares de anos para uma dada região. Esta escala é elaborada com recurso a computadores para identificar os padrões dos anéis.

Biostratigrafia

Através dos dados da litostratigrafia podemos correlacionar determinados acontecimentos geológicos ocorridos numa determinada região. Porém, quando queremos correlacionar determinado tipo de formações geológicas com outras muito afastadas geograficamente, apenas com os dados relativos características litológicas, esses revelam-se insuficientes.

Biostratigrafia

Uma correlação a nível global pode ser feita tendo em conta o conteúdo paleontológico de um determinado estrato, o que permite comparar a idade relativa de diferentes formações no espaço e no tempo. A biostratigrafia pode ser considerada uma ciência fronteira entre a estratigrafia e a paleontologia, tendo como principal objetivo o estudo temporal dos fósseis existentes no registo estratigráfico, Foto 1.

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Foto 1 – Certo tipo de fósseis, como por exemplo as amonites, funcionam como “relógios” extremamente precisos na datação de determinadas formações geológicas. Os fósseis que permitem ao geólogo estabelecer com precisão o período de tempo correspondente a um determinado acontecimento são denominados fósseis indicadores estratigráficos, característicos ou de idade. Estes fósseis apresentam uma repartição geográfica muito ampla (distribuição horizontal) e evolução de géneros e espécies muito rápida (distribuição vertical). A abundância e a capacidade de preservação (partes duras) dos vestígios que ficaram fossilizados permitem classifica-los como marcadores temporais muito precisos.

Com base na presença de determinados fósseis de idade, é possível estabelecer correlações entre estratos de formações geograficamente afastadas. O princípio da identidade paleontológica ou da sucessão faunística admite que estratos que possuam o mesmo registo paleontológico são da mesma idade, Foto 2.

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Foto 2 – Cada fóssil, ou grupo de fósseis, completo ou incompleto, deve ser perfeitamente localizado relativamente ao estrato onde foi recolhido. Assim, cada estrato que contenha determinado conjunto de fósseis característicos é considerado como pertencente à unidade biocronológica que é caracterizada por aquela associação de fósseis, sendo-lhe atribuída a idade correspondente.

Unidades boestratigráficas

Quando, ao longo de uma sequência estratigráfica, separamos estratos em função das suas características litológicas, estamos a delimitar unidades litoestratigráficas. Mas, se ao individualizarmos em função do seu conteúdo fóssil estamos a delimitar unidades bioestratigráficas.  A unidade mais comum é designada biozona e pode ser definida como o estrato ou conjunto de estratos, que apresenta um conjunto de fósseis característico. Na delimitação de uma biozona assume particular importância o conjunto de fósseis de idade que a caracteriza, Foto 3.

Distribuição estratigráfica das Amonites

Foto 3 – O conceito de Biozona foi introduzido pelo cientista alemão Albert Oppel, em 1856 e corresponde ao conjunto de estratos caracterizados pela presença do mesmo conteúdo fossilífero. Embora algumas biozonas sejam definidas apenas pela presença de uma espécie fóssil, a maioria é definida por uma associação de diferentes fósseis. Existem diferentes tipos de biozonas de acordo com as quantidades relativas, características morfológicas específicas, conteúdo, distribuição e associações de fósseis.

Algumas Biozonas:

Zona de Oppel – Definida pela associação única de 3 ou mais taxas de fósseis (podem ser de diferentes espécies, mas que pertencem ao mesmo género).

Zona de distribuição de um táxon – Conjunto de rochas que representa a distribuição estratigráfica e geográfica de um táxon.

Zona de distribuição concomitante – Inclui as rochas definidas pela sobreposição ou presença simultânea de dois táxon.

Zona de abundância – A abundância de um táxon ou taxa comparativamente a rochas adjacentes define uma biozona.

Zona de Intervalo – Definida pela ausência de um ou mais táxon por um período de tempo variável.

 

Teoria da Deriva Continental

Em 1915 Alfred Wegener, meteorologista alemão, avançou com a proposta de uma teoria que preconizava que os continentes, atualmente separados por vastas extensões de água, se tinham encontrado unidos no passado, formando um único continente. Segundo o autor, esse continente ter-se-ia fragmentado e as diferentes partes ter-se-iam deslocado até à posição que hoje ocupam. Esta teoria ficou conhecida como Teoria da Deriva Continental. Por pressupor o movimento de massas continentais, integra-se numa conceção mobilista da dinâmica terrestre.

Segundo a Teoria da Deriva dos Continentes, há cerca de 240 Ma, os continentes formavam apenas um único bloco – a Pangeia. A sua fragmentação e a lenta deslocação dos fragmentos continentais tiveram, como resultado, a repartição atual dos continentes e oceanos. A deriva dos continentes é, atualmente, parte de uma teoria global, aceite pela generalidade dos geólogos, que permite compreender desde fenómenos como a formação de cadeias de montanhosas e distribuição dos sismos e dos vulcões até à génese e ocorrência de jazigos minerais.

Vídeo

Serra de Valongo e os varvitos

Um dos casos mais típicos da ciclicidade em depósitos sedimentares é a formação de varvas ou varvitos, em consequência  dos ciclos de gelo e degelo na dependência de glaciares. Assim, as varvas mais não são do que pares de estratos (um estrato claro  outro escuro) produzidos anualmente em relação direta a mudança das estações de ano, Foto 1.

Geologia 12 - Varvitos

 Foto 1 – As varvas, normalmente, formam-se em lagos na frente glaciária. Os estratos de cor clara, depositam-se no verão, quando os sedimentos de origem detrítica, chegam em maior quantidade até ao lago. No Inverno, a superfície do lago fica gelada, não permitindo a entrada de sedimentos, pelo que apenas se depositam os materiais mais finos que se encontravam em suspensão na água, juntamente com alguma matéria orgânica formando-se assim estratos de cor escura.  A análise a um depósito de varvas pode fornecer várias indicações. A variação da espessura dos estratos tal como, por exemplo, um aumento no estrato de cor escura, pode indicar ter existido um Inverno mais longo. Caso se verifique um aumento na espessura de um estrato claro poderá indicar ter existido um Verão mais longo.

Diamictitos na Serra de Valongo.

A zona de Valongo há 465 milhões de anos estava submersa e ficava pertíssimo do Pólo Sul junto à costa do continente chamado Gondwana. O frio e as águas com uma baixa concentração de oxigénio permitiram às trilobites crescerem mais, num ambiente em que seres maiores com metabolismo mais lento estariam bem adaptados, Foto 2.

Aguiar do Sousa 1

Foto 2 – Dobra (D1) na Senhora do Salto, Aguiar do Sousa em Paredes. O Anticlinal de Valongo corresponde a uma grande dobra gerada durante a primeira fase da orogenia varisca. Este anticlinal assimétrico do ponto de vista estratigráfico é constituido por unidades paleozóicas cujas idades vão do Neoproterozoico ao Devónico. A oeste do referido Anticlinal afloram terrenos do Carbonífero. As formações do Ordovícico, assentam em discordância angular sobre o Supergrupo Dúrico-Beirão de idade Neoproterozoico-Câmbrico inferior. O Ordovícico apresenta nesta região três formações distintas, da base para o topo, denominadas de Formação de Santa Justa, Formação de Valongo e Formação do Sobrido.

Formação de Santa Justa

A Formação da Santa Justa é equivalente aos “Quartzitos Armoricanos” e essencialmente constituída por quartzitos e arenitos maciços com finas intercalações de xistos e siltitos. Localmente é possível observar um conglomerado de base formado por arenitos e lentículas conglomeráticas com elementos quartzosos. No topo desta formação é possível observar a alternâncias gresoso-pelíticas em que se intercalam alguns níveis vulcano-sedimentares, níveis negros de matéria orgânica assim como níveis fosfatos com lingulídeos (braquiópodes). A esta formação é atualmente atribuída uma idade arenigiana, Foto 3.

Tempestito

Foto 3 –  Nível lumachélico na Serra do Marão. Este nível lumachélico é constituído por fragmentos de valvas  de braquiópodes de natureza fosfatada e clastos de quartzo com dimensões centimétricas, envolvidas em matriz arenosa. Em vários locais do Maciço Hespérico e Armoricano foram observados níveis com características semelhantes a este, tendo sido atribuída a sua explicação a fenómenos catastróficos e de curta duração como tempestades violentas ou tsunamis. A presença destes níveis é importante pois permite fazer a reconstituição da linha de costa no final do Ordovícico inferior. Durante o ciclo regressivo-transgressivo deste final do Ordovícico grandes tempestades terão afetado a plataforma continental provocando a acumulação de conchas de lingulídeos em áreas parcialmente emersas. Tais tempestades teriam sido desencadeadas por erupções freático-magmáticas como possíveis geradores de tsunamis. Este registo ocorre nos níveis superiores do Quartzito Armoricano em locais muito afastados entre si.

Formação de Valongo

A Formação da Valongo é constituída essencialmente por xistos e siltitos iniciando-se por siltitos de cor rosada com laminações arenosas e micáceas do Arenigiano superior. O contacto com a Formação do Sobrido é feito por uma paraconformidade (descontinuidade estratigráfica em que há paralelismo entre os materiais inferiores  superiores, com uma superfície de separação plana)  a desconformidade (descontinuidade estratigráfica em que entre as unidades infrajacentes e suprajacentes há paralelismo mas entre as duas há uma superfície erosiva), materializada por um horizonte ferruginoso no contacto das unidades, o que poderá corresponder a uma descontinuidade de idade do Caradociano médio, Foto 4.

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Foto 4 – Rochas siltiticas da Formação de Valongo (Alfena). Uma discordância é uma relação geométrica entre duas unidades estratigráficas onde não existe paralelismo entre os materiais infra e suprajacentes.  Os siltitos são rochas sedimentares que resultam da consolidação de um silte (partículas de dimensões 1/16 a 1/256 mm).

No final do Ordovícico (há cerca de 446 milhões de anos), o clima foi particularmente frio, marcado por um período de intensa glaciação. Sobrepondo-se às formações anteriormente descritas, ocorrem depósitos com características glaciárias (diamictitos). Tratam-se de sedimentos transportados por icebergs que tiveram origem a partir de uma grande massa de gelo que cobria nessa altura as massas continentais existentes o pólo sul (África e América do Sul). Existem algumas evidências de pelo menos parte desta região também se encontrava emersa. A biodiversidade existente no mar foi bastante afetada por esta “idade do gelo”, que levou à extinção em massa de grande parte dos seres vivos. As trilobites que dominavam os mares, foram grandemente afetadas pela drástica descida do nível do mar (e portanto diminuição do domínio marinho) causada pela glaciação e nunca mais recuperaram, embora só se tenham extinguido por completo no final da era Paleozoica.

Formação de Sobrido

A Formação de Sobrido no norte de Portugal (Anticlinal de Valongo) é constituída por rochas de origem glaciogénica formadas a partir de sedimentos depositados na plataforma norte gondwânica. Diamictitos ocorrem interestratificados com quartzitos, conglomerados e xistos. Os diamictitos representam a grande glaciação que ocorreu no Ordovícico superior. Os clastos de diferentes dimensões foram transportados por icebergues. No topo da Formação do Sobrido ocorre uma sequência diamictítica constituída pelos designados “pelitos com fragmentos” e grauvaques, correspondentes a formações de origem glaciária, Foto 5.

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Foto 5 – Afloramento constituído por arenitos e siltitos com “dropstones”, com características glaciogénicas. Considera-se que estes corpos sedimentares, conjuntamente com a litofácies conglomerática designada por tilito, constituem em termos paleoambientais uma associação de litofácies relacionada com a sedimentação glacio-marinha, correspondendo ao desenvolvimento completo de um ciclo glaciogénico. Assim os pelitos com fragmentos do membro inferior correspondem a um ambiente proglaciar durante o avanço do glaciar, atingindo o desenvolvimento máximo com a deposição do tilito, enquanto o membro superior corresponde a uma sedimentação característica do recuo da massa glaciar. Estes corpos sedimentares marcam a passagem do Ordovícico para o Silúrico e a sua origem poderá estar relacionada com a brusca regressão ocorrida no final do Ordovícico, Foto 6.

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Foto 6 – Geodiversidade na região do Anticlinal de Valongo (Portugal): diamictitos glácio-marinhos com “dropstones” da Formação de Sobrido (Ordovícico Superior).

Importância do estudo dos depósitos de Varvitos

Estes depósitos podem ser interessantes como indicadores de ambientes de sedimentação, quer do tipo de clima, permitindo também estimar a duração de tais condições numa determinada sequência estratigráfica em estudo. A litostratigrafia atinge de forma plena os seus objetivos quando reconstitui a sequência de acontecimentos geológicos ocorridos e registados numa dada região. Tal situação traduz-se na elaboração de uma coluna litostratigráfica, onde estejam identificadas as várias unidades litostratigráficas  zona em estudo, posicionadas da mais antiga para a mais recente, tendo em conta a aplicação de princípios litostratigráficos fundamentais. O Anticlinal de Valongo apresenta uma riqueza e complexidade geológica num espaço relativamente restrito que abrange os concelhos de Gondomar, Valongo e Castelo de Paiva que permitem uma boa observação de afloramentos com um enorme valor didático no ensino da disciplina de Geologia e Ciências Naturais.

Fonte consultada:

https://repositorio-aberto.up.pt/handle/10216/10678?mode=full

Serra da Estrela

A Serra da Estrela é um maciço montanhoso que atinge 1993 metros no planalto da Torre, no lado sudoeste. O seu processo de formação iniciou-se ainda antes do Paleozoico, prolongando-se durante toda esta era geológica.

Em meio marinho, desde o Pré-câmbrico até ao Câmbrico, há cerca de 500 milhões de anos (M.a.), foram-se acumulando sedimentos provenientes da erosão dos continentes então existentes, atingindo uma espessura estimada em alguns quilómetros. Estes sedimentos, constituídos essencialmente por camadas alternadas de areias e argilas, deram origem, primeiro, por diagénese, a alternâncias de argilitos e grauvaques e, depois, por metamorfismo, a alternâncias de filitos e metagrauvaques, que observamos hoje no Supergrupo Dúrico-Beirão (Complexo Xistograuváquico) da Serra da Estrela. No Devónico, há 380 M.a., os sedimentos acumulados sofreram movimentos compressivos, característicos do início da orogenia varisca, provocando dobras com orientação NO-SE. Debaixo destes sedimentos, foi-se instalando, durante cerca de 30 M.a., uma grande massa de granitos, rocha predominante em todo o maciço. No final da orogenia varisca, há 240 M.a., ocorreu a fracturação das rochas formadas. Durante o Mesozóico, por erosão dos níveis superiores da crosta, esta, por alívio de carga, foi subindo, trazendo para a superfície as rochas que se formaram em profundidade. Originou-se, assim, uma superfície aplanada. No Cenozóico, iniciou-se uma nova fase, relacionada com a orogenia alpina, que provocou nova movimentação das falhas formadas na orogenia varisca, que passaram de falhas de desligamento a falhas inversas (inversão tectónica). Mais recentemente, iniciaram-se os movimentos de subida dos blocos responsáveis pela elevação do maciço e dos quais resultou a atual estrutura da Serra da Estrela, Foto 1.

Serra da Estrela-3

Foto 1 – Bloco diagrama da geologia da Serra da Estrela. Para além das rochas magmática, encontram-se rochas Supergrupo Dúrico-Beirão.Os granitóides variscos ocupam uma extensa área na Serra da Estrela, apresentando entre si pequenas diferenças de idade, predominado largamente os granitos tardi a pós-D3. Trata-se de granitos monzoníticos, de duas micas, predominantemete biotíticos, de textura porfiróide, com matriz de grão grosseiro a grosseiro a médio. Por vezes apresentam uma matriz de grão muito grosseiro e fenocristais d feldspato que podem atingir grandes dimensões, pelo que são vulgarmente conhecidos por “granitos dente de cavalo”. É frequente os fenocristais de feldspato potássico apresentarem uma orientação segundo direções preferenciais, variáveis de local para local, que parecem corresponder a direções de fluxo magmático. No contacto do granito com os xistoss e os metagrauvaques podem ser observadas corneanas.

A tectónica mantém-se ativa, condicionada pelos grandes sistemas regionais de fraturas, com a ocorrência de pequenos sismos e de nascentes termais em toda a região.

Em Portugal são conhecidos apenas vestígios da glaciação Würm, que teve o pico máximo há cerca de 18 000 a 20 000. Estes vestígios constituem um importante marco da paisagem, e caracterizam-se pela presença de valem em U, moreias, blocos erráticos e rochas com polimento e estrias, Foto 2.

Serra da Estrela

Foto 2Cântaro Magro. Pico rochoso mais proeminente da Estrela com 1928 metros de altitude, profundamente mrcado pela erosão glaciária. s glaciares são importantes agentes erosivos, transportando elevadas quantidades de sedimentos de diferentes granulometrias. A erosão provocada pelos glaciares depende de diversos fatores, nomeadamente: velocidade de deslocação do glaciar, espessura do glaciar, composição, forma e abundânica do material rochoso transportado e resistência das rochas que constituem o fundo do vale. Os cântaros são uma designação popular de alguns picos graníticos da serra da Estrela. Formações imponentes, ajudam a explicar os processos geológicos de formação e evolução da serra.

Há cerca de 20000 anos, ocorreu a última glaciação que deixou testemunhos geomorfológicos únicos em Portugal, nomeadamente na Serra da Estrela, Foto 3. A temperatura atmosférica média mensal era sempre negativa, permitindo a existência de neves perpétuas acima dos 1650 metros, formando uma calote de gelo. Esta calote deu origem aos glaciares, cujos vestígios se encontram registados nos típicos vales glaciários da Serra. Durante a glaciação de Würm, a temperatura média era de 10◦C inferior à atual, o que permitiu a acumulação de neve permanente a partir dos 1659 me de altitude. No planalto da Torre (região mais alta), o gelo ocupava uma vasta área e a sua espessura podia atingir os 80 m.

Cabeça-do-Homem

Foto 3 – No Quaternário (Cenozoico) toda a egião esteve sob o efeito da glaciação de Würm. A riqueza geológica também se revela ao nível da geomorfologia, com aspetos particulares, como por exemplo a Cabeça-do-Homem. Em toda a Estrela encontramos bolas e blocos granítcicos, isolados ou constituindo aglomerados caóticos, conhecidos por caos de blocos  ou caos de bolas. São formas muito vulgares, dissiminadas em vastas superfícies graníticas. Não é raro encontar-se blocos pedunculados, com fomas de objetos, zooomórficos ou antropomórficos, como é o caso da Cabeça-do-Homem. Associadas ou não a estas formas identificam-se formas de pormenor variadas como o caso de gnammas, tafoni, caneluras e ninho de abelha.

Na atualidade, é possível identificar pequenos lagos e charcos que ocupavam depressões formadas pelos glaciares. Do planalto partiam diversos glaciares de vale. Estes glaciares de vale formam-se nas regiões montanhosas e ocupam os vales preexistentes. Quando o glaciar recua deixa moreias, acumulações de sedimentos transportados pela massa de gelo e caracterizam-se por serem de diferente granulometria (dos blocos de argila) e por isso não apresentam estratificação. Quando este material consolida forma os tilitos, que constituem uma das principais evidências da ocorrência de glaciações, num passado remoto, Foto 4.

Lagoa Comprida

Foto 4 – Lagoa Comprida. Um antigo covão agora delimitado por uma barragem, que marca o trajecto do glaciar que por aqui passou. São três os rios que nascem na Estrela: o Mondego, o Alva e o Zêzere. No total existem 25 lagoas de maiores e menores dimensões.

O estudo dos glaciares e dos vestígios deixados pela atividade do glaciar (morfologia, depósitos sedimentares, rochas estriadas e polidas, etc.) permite reconstituir os paleoambientes assim reconstituir as variações climáticas ao longo o tempo geológico.

Vídeo sobre o Geoparque da Estrela

Fonte consultada : http://www.geoparkestrela.pt/

 

Nos mares do Silúrico (Barrancos)

A formação da Pangea iniciou-se no Câmbrico Inferior (520-510 Ma) e terminou no final do Triásico (200 Ma), registando uma complexa história de deriva, colisão e acreção continental. Durante o Paleozoico Superior formou-se o Orógeno Varisco, como consequência da colisão entre Gondwana, Laurentia e Baltica, contribuindo ativamente para a constituição do supercontinente Pangea.

Nos domínios meridionais do Terreno Ibérico a Orogenia Varisca traduz-se pela acreção da Zona Sul Portuguesa (ZSP) à Zona de Ossa-Morena (ZOM) através de mecanismos de subducção e colisão continental. Estes mecanismos, similares aos que ocorrem atualmente nas margens continentais ativas, caracterizam-se por processos geológicos que se sucedem no espaço e no tempo e que, durante a orogénese, contribuem ativamente para a reciclagem dos materiais litológicos, segundo o ciclo das rochas, Foto 1.

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Foto 1 – Principais sectores da Zona de Ossa-Morena.

A estratigrafia da Zona de Ossa Morena (ZOM) tem sido tradicionalmente apresentada em termos de zonas e subzonas ou domínios tectono-estratigráficos. Mais recentemente foi introduzido o conceito de sector, que visa a melhor compreensão dos vários depocentros, independentemente dos seus limites geográficos coincidirem ou não com acidentes tectónicos importantes.

Liditos e Xistos com Phyllodocites

A região de Barrancos apresenta um património geológico‑mineiro que tem sido objeto de estudo desde o final do século dezanove. São vários os locais de elevado interesse geológico, particularmente de natureza paleontológica, relacionados com os materiais do Paleozoico. A sua divulgação, proteção e conservação tem sido feita por entidades públicas e privadas.

A região de Barrancos assume assinalável importância geológica, por apresentar uma das sucessões estratigráficas mais completas e melhor expostas do Paleozoico de Portugal. Enquadra-se na parte mais sudeste do Sector de Estremoz-Barrancos, que constitui uma das grandes divisões da Zona de Ossa Morena, em Portugal. Vários estudos revelaram resultados importantes nos domínios da bioestratigrafia dos graptólitos, crinoides, dos acritarcas e esporos e da estratigrafia regional. A região de Barrancos tem ainda várias ocorrências de minério de tipo cuprífero existentes, as quais foram objeto de pesquisa e exploração, bem como os conhecidos “Xistos de Barrancos”, cuja exploração mais importante é a Pedreira de Mestre André, Foto 2.

foto (barrancos) 2

Foto 2 – A sequência do Paleozoico de Barrancos inclui as Formações de Ossa, Fatuquedo, Barrancos, Xistos com Phyllodocites, Colorada, “Xistos com Nódulos”, “Xistos Raiados”, Monte das Russianas e Terena, com idades compreendidas entre o Câmbrico Médio-Superior e o Devónico Inferior. Há ainda o Complexo Ígneo de Barrancos, discordante sobre alguns materiais destas formações, considerado do Carbónico Superior. Estas unidades estratigráficas distribuem-se pelas estruturas principais diferenciadas na região que são, de sudoeste para nordeste sinclinal de Terena, com o seu flanco oriental conhecido por “faixa das Mercês”; anticlinal de Barrancos; sinclinal de Russianas; anticlinal de Fatuquedo. Estas estruturas foram produzidas pelos movimentos orogénicos da Cadeia Varisca, que afetaram a região durante o Paleozoico.

Formação dos Xistos com Nódulos (Silúrico / Llandovery-Ludlow inferior)

A Formação dos Xistos com Nódulos (XN), Foto 3, os quartzitos do topo da Formação de Colorada e os níveis basais da Formação dos Xistos Raiados, representam os terrenos do Silúrico, na região de Barrancos. A Formação dos Xistos com Nódulos é constituída por liditos, em bancadinhas milimétricas a centimétricas, na parte inferior, e pelitos negros siliciosos com raros leitos de liditos dispersos, na parte superior. É bastante rica em fósseis de graptólitos, de que até ao momento se determinaram 17 biozonas, o que possibilitou conhecer a assinatura bio e cronoestratigráfica bastante precisa das suas litologias. As biozonas são unidades biostratigráficas e correspondem a conjuntos de estratos definidos e caracterizados com base nos fósseis que possuem. Este conceito foi introduzido pelo cientista alemão Albert Oppel, em 1856. Embora algumas biozonas sejam definidas apenas pela presença de uma espécie fóssil, a maioria é definida por uma associação de diferentes fósseis.

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 Foto 3 – Foto de Liditos da Formação dos Xistos com Nódulos. Barrancos é a região do país em que o Silúrico está melhor conhecido, em termos lito e bioestratigráficos. Compreende o topo da Formação de Colorada, a Formação dos Xistos com Nódulos e os níveis basais da Formação dos Xistos Raiados. Liditos são chertes negros correspondentes a um radiolarito certificado (por vezes já transformado num microquartzito) com impregnação de matérias carbonosas. Os radiolários são essencialmente formados de restos esqueléticos de radiolários (protistas unicelulares presente na Terra desde o período Câmbrico).

Xistos com Phyllodocites

A sedimentação terrígena continua através da Formação dos Xistos com Phyllodocites, representada por uma alternância de xistos e psamitos esverdeados e arroxeados, finamente laminados, cuja fração arenosa vai aumentando para o topo da unidade. A característica principal da Formação dos Xistos com Phyllodocites é a abundância de icnofósseis, Foto 4.

Uma revisão preliminar deste material reconheceu a existência dos icnogéneros Nereites, Phyllodocites, Dictyodora, Lophoctenium, Chondrites, Oldhamia, Zoophycos, Palaeophycus, Gordia, Didymaulichnus e Diplichnites. Há ainda a assinalar os graptólitos encontrados na Pedreira de Mestre André, a NE de Barrancos. Além destes fósseis foram também determinadas as espécies de acritarcas. Estes são microfósseis esféricos de parece celular orgânica semelhante aos dinoflagelados. Pensa-se que possam estar relacionados com algumas divisões das algas eucarióticas.

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Foto 4 – Icnofósseis da Formação de Xistos com Phyllodocites na pedreira do Mestre André (Barrancos). Icnofóssil fortemente cíclico, atribuível a Nereites macleayi de elevado valor paleoecológico. No que respeita às condições do meio em que se depositou a formação, os icnogéneros continuam a indicar sedimentação profunda que para a parte superior da unidade se torna mais superficial, o que é sugerido pela presença do graptólito Expansograptus hirundo, cujo biótipo pelágico se situa entre os 150 e os 200 metros. Os Graptólitos são um grupo totalmente extinto, eram organismos exclusivamente marinhos, coloniais, que podiam ser planctónicos (livres ou fixos a elementos flutuantes) ou bentónicos (fixos ao fundo).

Tectónica de Placas

As rochas paleozoicas estão deformadas pelos movimentos tectónicos compressivos da Orogenia Varisca. A primeira fase de deformação é considerada como tendo ocorrido no Devónico Médio (390 a 370 Ma), enquanto a segunda é atribuída ao Carbónico.

Em Barrancos, o primeiro episódio está assinalado pela presença de dobras tombadas vergentes para oeste, com flancos inversos laminados por cavalgamentos, e clivagem xistenta associada. Quanto ao segundo episódio, está marcado por dobras apertadas com clivagem associada bem desenvolvida, subvertical ou inclinada para nordeste, responsável pela estruturação tectónica regional. As rochas sofreram também transformação metamórfica, materializada por recristalização mineralógica muito incipiente (fácies clorítica), com formação de sericite e clorite.

Estes dois locais na zona de Barrancos são uma pequena amostra do enorme valor geológico dos afloramentos do Paleozoico que podem ali ser visitados. Uma viagem aos mares do Silúrico com uma jazida de graptólitos da Biozona de Parakidograptus acuminatus do Rhuddaniano que constitui a primeira prova real, e única até ao momento, da existência da base do Silúrico em Portugal. 

Fonte:

https://www.researchgate.net/publication/295918530_Roteiro_Geologico_do_Parque_de_Natureza_de_Noudar_Zona_de_Ossa_Morena_Barrancos_Portugal/download