O ouro negro

Os hidrocarbonetos são compostos formados essencialmente por átomos de carbono e de hidrogénio que em condições normais de pressão e temperatura podem ser gasosos (gás natural), líquidos (crude oil) ou sólidos (betumes, asfaltos e parafinas), consoante a complexidade das suas moléculas. Possuem uma grande variedade de estruturas moleculares que representam uma afinidade de compostos com as mais diversas propriedades físico-químicas.

O petróleo corresponde então a uma mistura de hidrocarbonetos naturais que pode ocorrer na natureza no estado líquido, normalmente impregnando rochas sedimentares constituintes de uma bacia sedimentar. Esta depressão, que pode ser formada por processos de subsidência tectónica ou sedimentar, é delimitada por um soco que pode ser de natureza ígnea, metamórfica ou mesmo sedimentar. Deste modo, existem vários tipos de bacias sedimentares sendo as mais importantes  as bacias do tipo rift intracontinental e em margens passivas. Os sedimentos constituintes de uma bacia sedimentar podem ser materiais rochosos, matéria orgânica e água. A origem da matéria orgânica contida nestas rochas sedimentares pode ser exterior à bacia – restos de plantas superiores transportados pelos rios, correntes marinhas e ventos – ou interior – organismos marinhos (fitoplâncton, zooplâncton).

Geração do Petróleo – O processo de geração de petróleo consiste na deposição de sedimentos com matéria orgânica em bacias sedimentares situadas em fundos marinhos ou grandes lagos, em condições de baixa energia e oxigenação (ambientes anóxicos), de modo a que a matéria orgânica não seja decomposta tão rapidamente como aconteceria na presença de oxigénio. A transformação da matéria orgânica que foi conservada e que se encontra disseminada nos sedimentos é um fenómeno químico, sendo esta função da temperatura, pressão, tempo e natureza do material orgânico inicialmente depositado.

Sistema Petrolífero

 A formação de uma acumulação de petróleo numa bacia sedimentar requer a associação de uma série de fatores, definindo um Sistema Petrolífero. Este, quando ativo, corresponde a um sistema fisico-químico dinâmico de geração e acumulação de petróleo que funciona no espaço e tempo geológico. Trata-se por isso de um sistema natural que incluí rocha(s) geradora(s), rocha(s) reservatório e rocha(s) selante(s), bem como todas as condições geológicas incluindo processos geológicos como regime térmico e subsidência da bacia, processos de maturação, fenómenos de migração, formação de armadilhas, entre outros, que ocorrem segundo esta ordem cronológica, atuantes numa bacia sedimentar, necessárias à existência de acumulações de hidrocarbonetos. A ausência de apenas um destes factores inviabiliza a formação de um jazigo de petróleo, Foto 1.

Bacia Lusitaniana (mapa)

Foto 1 – Estratos sedimentares da Serra da Boa Viagem (Cabo Mondego). A Bacia Lusitaniana é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica (MOI) durante parte do Mesozóico, e a sua dinâmica enquadra-se no contexto da fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Caracteriza-se como uma bacia distensiva, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânica. Ocupa mais de 20 000 km2 na parte central da MOI, alongando-se por cerca de 200 km segundo direcção aproximada NNW-SSE e por mais de 100 km na direcção perpendicular. Cerca de 2/3 aflora na área continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental. Trata-se da única bacia das margens do Atlântico Norte com extensa exposição superficial, pelo que tem atraído nas últimas décadas um número considerável de geólogos, especialistas de variados domínios, para a realização de trabalhos de investigação integrados em equipas nacionais e internacionais, muitos delas ligadas à indústria do petróleo. Ao longo das várias décadas de prospecção foram efectuadas cerca de 50 sondagens profundas e mais de 37 000 km de perfis sísmicos de reflexão 2D.

Rocha-Mãe

Designa-se por rocha-mãe ou rocha-geradora uma rocha sedimentar com matéria orgânica suficiente e em condições de gerar grandes quantidades de hidrocarbonetos. A rocha-geradora pode ser de natureza argilosa, arenosa ou carbonatada, constituídas por uma fração mineral (de granularidade muito fina) e por uma fração orgânica. A rocha geradora deve, ainda, ter uma porosidade e permeabilidade muito baixas, não sendo possível extrair o petróleo que elas geram.

Rocha- reservatório

As rochas-reservatório correspondem a rochas onde ocorre a acumulação de hidrocarbonetos devido a processos de migração. São, geralmente, rochas de natureza sedimentar, no entanto, qualquer rocha – desde granitos a xistos fraturados ou basaltos vesiculados – pode funcionar como tal. Contudo, obrigatoriamente, uma rocha-reservatório tem de ser uma rocha porosa e permeável ou uma rocha na qual se desenvolveu um apreciável sistema de fraturas e fissuras que lhe confere a capacidade de armazenamento e escoamento (circulação de hidrocarbonetos no seu interior) necessárias.

Rocha de Cobertura (rocha-selante)

Para que se gerem acumulações protegidas de hidrocarbonetos, visto que o petróleo se acumula nos interstícios de rochas porosas, é necessária a presença de ainda outro elemento: a rocha-selante. Esta deve corresponder a uma camada impermeável, cuja função é impedir a migração de hidrocarbonetos no tempo e no espaço geológico, gerando-se um par constituído por reservatório-selante. A rocha selante é, normalmente, de natureza argilosa, calcário-argilosa ou evaporítica. É também necessário que a formação da rocha selante seja anterior à migração dos hidocarbonetos, para que se assegure o seu aprisionamento, Foto 2.

Armadilha petrolífera

Foto 2 – São vários os fatores geológicos que condicionam a formação do petróleo, sendo talvez o mais importante a existência de armadilhas petrolíferas, isto é, estruturas geológicas favoráveis à acumulação de petróleo que impedem a sua migração até à superfície. Assim, o petróleo não é perdido e pode ser explorado de forma rentável. As armadilhas petrolíferas podem ser estruturais ou estratigráficas. As primeiras são o resultado de movimentos de origem tectónica como dobras ou falhas. As segundas resultam de variações litológicas existentes em determinado meio sedimentar.

Geração do Petróleo

Com a sedimentação de matéria orgânica disseminada no seio de sedimentos finos, com condições redutoras necessárias à preservação da matéria orgânica em depressões e posteriormente com a contínua sedimentação nesta mesma bacia por um longo tempo geológico, as condições iniciais de pressão e temperatura modificam-se e assim ocorrem reacções químicas complexas na matéria orgânica. Deste modo, existem vários processos importantes associados à geração, acumulação e preservação de hidrocarbonetos, Foto 3.

Costa Vicentina

Foto 3 – Esquema A: Modelo esquemático que relaciona o volume gerado de hidrocarbonetos em função da temperatura e consequente profundidade da rocha geradora. Foto do Cabo Sardão na Costa Vicentina onde os estudos geológicos realizados permitiram concluir que a bacia teve um comportamento sedimentar distinto ao longo do intervalo de tempo geológico e nos diferentes locais estudados, relacionando-se esta variação, nomeadamente, com causas tectónicas, não se verificando, contudo, uma grande variação em termos de ambientes deposicionais. Com base na modelação geoquímica foi possível inferir que, das seis áreas estudadas, apenas áreas possuíam as condições necessárias para atingir a “janela do óleo”. Contudo, de acordo com os resultados, as baixas temperaturas a que as formações com potencial reservatório se encontram não são favoráveis à preservação de hidrocarbonetos.

O processo de geração de petróleo consiste na deposição de sedimentos com matéria orgânica em bacias sedimentares situadas em fundos marinhos ou grandes lagos, em condições de baixa energia e oxigenação (ambientes anóxicos), de modo a que a matéria orgânica não seja decomposta tão rapidamente como aconteceria na presença de oxigénio. A transformação da matéria orgânica que foi conservada e que se encontra disseminada nos sedimentos é um fenómeno químico, sendo esta função da temperatura, pressão, tempo e natureza do material orgânico inicialmente depositado.

Maturação

Ao conjunto de processos diagenéticos que leva à transformação do querógeno ou querogéno (matéria orgânica passível de gerar hidrocarbonetos) dá-se a designação de maturação (corresponde à evolução térmica).

A maturação trata-se então de um processo progressivo que como tal é gradativo. Deste modo, uma rocha pode ser considerada imatura ou submatura quando o querógeno ainda se encontra na fase de diagénese (consiste nos processos físicos, químicos e biológicos que a matéria orgânica sofre durante a deposição dos sedimentos e pelo aumento da pressão e temperatura com gradiente geotérmico 30ºC/km,  que causa a subsidência dos sedimentos matura quando se encontra na fase de catagénese (as condições de pressão e temperatura aumentam) e senil ou sobrematura quando atinge a metagénese. Assim, durante a diagénese ocorre a formação de gás natural (gás biogénico – metano) e na catagénese gera-se óleo (petróleo) bem como outros hidrocarbonetos (leves em menor quantidade que pesados). Na metagénese (elevadas pressões e temperaturas ) ocorre queima da matéria orgânica devido ao metamorfismo incipiente que se começa a gerar, não sendo possível gerar hidrocarbonetos.

Migração e acumulação em armazém

Visto que as rochas geradoras possuem uma porosidade e permeabilidade muitos baixas, não é possível extrair os hidrocarbonetos gerados durante a maturação, sendo necessário que estes migrem para outra rocha (rocha reservatório), onde ocorrerá a sua acumulação, desde que existam condições de retenção. A este processo dá-se o nome de migração, podendo esta ser primária ou secundária. A migração de hidrocarbonetos, em particular do petróleo, a partir da rocha-geradora, é provocada pelo aquecimento da rocha e do querogéno, aumentando de volume e libertando água (que fica em sobrepressão). Este processo de migração implica deslocações de curta distância (1-10m), contudo é muito demorado devido à dificuldade mecânica que lhe está inerente. A eficiência desta migração depende das características texturais da rocha geradora e do grau de maturação atingido pelo querógeno. O encaminhamento do petróleo até à rocha reservatório, depende de fatores tais como a permeabilidade e porosidade das litologias atravessadas, tratando-se de uma migração longa (aproximadamente 100 km horizontalmente e 1200m verticalmente) e sinuosa (devido à permeabilidade e fracturação das camadas ser irregular). A migração secundária consiste num fluxo de fase contínua, impulsionado pelo gradiente de potencial do fluído.

Conjuntamente com a rocha selante devem actuar estruturas com uma certa geometria ou configuração geológica que evitem a fuga lateral ou vertical dos hidrocarbonetos, favorecendo a sua acumulação significativa. Estas estruturas designam-se por armadilhas e podem ser de natureza estrutural (anticlinais e falhas), estratigráfica ou mista ou ainda determinadas por tectónica salífera.

Resumo 

A formação de petróleo a partir de matéria orgânica acumulada nos sedimentos é o resultado de uma série de fatores que, ao atuarem conjuntamente, originam os hidrocarbonetos. Estes fatores pertencem a três categorias: biológicos, físico-químicos e geológicos.

Resumo das rochas biogénicas 11º ano.

 

Fonte consultadas:

Andrade, A., Antunes, M., Araújo, A., Castro, P., Carvalho, D., Carvalhosa, A., Dias, R., Feio, M., Fonseca, P., Martins, L., Manupella, G., Marques, B., Munhá, J., Oliveira, J., Oliveira, V., Pais, J., Piçarra, J., Ramalho, M., Ribeiro, A., Rocha, R., Santos, J., Silva, J., Brum da Silveira, A., Zbyszewski, G. (1992) – Carta Geológica de Portugal à escala 1/200 000 – Notícia  Explicativa da Folha 8. Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa.

Andrade, A., Antunes, M., Carvalho, D., Coelho, A., Feio, M., Gonçalves, F., Manupella, G., Marques, B., Monteiro, J., Munhá, J., Oliveira, J., Ramalho, M., Rey, J., Ribeiro, A., Rocha, R., Zbyszewski, G. (1984) – Carta Geológica de Portugal à escala 1/200 000 – Notícia Explicativa da Folha 7. Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa.

Tissot, B., Espitalié, J., (1975) – L’évolution thermique de la matière organique des sédiments: applications d’une simulation mathématique, Revue de l’Institut Français du Pétrole, v. 30 (nº5).

Tissot, B., and Welte, D.H., (1984) – Petroleum formation and occurence, 2nd ed., Springer-Verlag, New York.

 

 

 

Liditos e radiolários

Foi descrita na região de Lydia, na Ásia Menor localizada atualmente na Turquia. É um cherte negro e corresponde a um radiolarito certificado (por vezes já transformado em microquartzito  com impregnações de matéria carbonosa, Foto 1.

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Foto 1Lidito da Formação de Mosteiros (Série Negra) . O Proterozóico Superior tem características muito constantes ao longo de toda a ZOM, é caracterizado por uma sequência onde predominam micaxistos frequentemente biotíticos com intercalações de metachertes e quartzitos negros, alguns grauvaques e anfibolitos e raras intercalações de rochas carbonatadas. Este conjunto, classicamente designado por Série Negra, toma várias designações locais ao longo da ZOM (Formação de Mosteiros, de Mares, de Aguas de Peixe). A Série Negra passa superiormente às sequências do Câmbrico Inferior datadas com fósseis em Espanha e as idades radiográficas apontam para que tenha uma idade vendiana, provável.

Chertes (entre liditos, ftanitos e nódulos de sílex)

Maior parte da sílica dissolvida na água do mar tem origem na alteração das rochas, em particular na hidrólise dos silicatos. Outra fonte de sílica, menos importantes, são a alteração submarina de basaltos e rochas afins, a dissolução de cinzas e de outros piroclastos ácidos acumulados no meio meio marinho ou lacustre, e, ainda , as fontes hidrotermais submarinas, abundantes zonas coincidentes com regiões de elevado gradiente geotérmico e ao longo das cristas médias oceânicas (dorsais), fontes estas que ejectam fluidos ricos em sílica.

Podem ser distinguidos dois conjuntos litológicos com base no modo de ocorrência.

Por um lado há chertes que ocorrem sob a forma de estratos, conhecidos pela expressão bedded cherts e, por outro, os limitados a acidentes descontínuos, sob a forma de concreções ou nódulos, no seio de outras rochas, divulgadas como nodule chert. Os primeiros incluem, entre os mais comuns, o jaspe, o lidito e os ftanitos, sendo os segundos representados pelo sílex ou flint.

Os chertes estratiformes e os chertes nódulares têm características próprias e enquadramentos litológicos, estratigráficos e tectónicos distintos.

Por um lado há chertes que ocorrem sob a forma de estratos, conhecidos pela expressão bedded cherts e, por outro, os limitados a acidentes descontínuos, sob a forma de concreções ou nódulos, no seio de outras rochas, divulgadas como nodule chert. Os primeiros incluem, entre os mais comuns, o jaspe, o lidito e os ftanitos, sendo os segundos representados pelo sílex ou flint.

Foto 2 – Geomonumento do Rio Seco (Lisboa). No início do Cretácico Superior o nível global dos oceanos subiu (transgressão) e o mar invadiu grande parte das terras emersas. A atual região de Lisboa não escapou a este fenómeno à escala planetária. Era um mar pouco profundo, de águas quentes e límpidas, propícias à proliferação de organismos produtores de esqueleto (conchas) de natureza calcária. Durante a diagénese dos sedimentos transportados para este mar epicontinental acumularam-se fluidos silicatados que cristalizaram e originaram os nódulos de sílica.

Os chertes estratiformes e os chertes nódulares têm características próprias e enquadramentos litológicos, estratigráficos e tectónicos distintos.

Os chertes estratiformes indicam, no geral, fácies marinha de águas profundas, havendo também de fácies nerítica. Associados a outras rochas estratificadas (calcários pelágicos, argilitos e grauvaques) ocorrem, muitas vezes, acamados ritmicamente em leitos finos. Algumas sequências estratificadas podem ultrapassar várias centenas de metros de desenvolvimento na vertical, em margens tectonicamente ativas, associadas a turbiditos, melanges e ofiólitos, o que confirma o ambiente sedimentar de mar profundo, não longe da margem continental. Entre os chertes estratiformes distinguem-se o cherte radiolarítico, o cherte diatomítico e o cherte  espiculítico ou espongólio.  Os primeiros habitualmente designados por radiolaritos, são comuns no Fanerozóico, desde o Paleozoico inferior.

Os radiolaritos representam a grande maioria dos chertes estratiformes de fácies pelágica. Nos radiolaritos antemesozoicos, os esqueletos desapareceram, ficando os respectivos espaços substituídos por quartzo microcristalino.  Os mais conhecidos radiolaritos datam do Paleozoico e assumem aspectos diversos, sobretudo em função da cor que os caracterizamas também de outros aspectos como a textura, estrutura e associação com outras litologias. Estão neste caso o jaspe, lidito, o ftanito e o novaculito.

Falando de radiolários…

Radiolários são protistas planctónicos com ampla distribuição espacial e temporal (entre bacias oceânicas e através do tempo geológico). O corpo protoplasmático pode ser dividido em endoplasma e ectoplasma, sendo que o primeiro desempenha principalmente funções reprodutivas e o segundo desempenha funções na manutenção da posição do organismo na coluna da água, digestão e respiração. Endoplasma e ectoplasma são separados pela membrana capsular, característica que diferencia os radiolários dos demais protistas. Os seus esqueletos são compostos por sílica amorfa, o que permite sua preservação em sedimentos marinhos depositados abaixo da zona de compensação da calcite (CCD – Calcite Compensation Depth). Estas características permitem a aplicação do grupo na resolução de diversos problemas geológicos, como, por exemplo, na paleobiogeografia, reconstituições paleogeográficas de áreas tectonicamente complexas, bioestratigrafia e paleoceanografia/paleoclimatologia.

As áreas de maior abundância de radiolários, geralmente estão associadas a zonas oceânicas de ressurgência – upwelling zones – ricas em nutrientes. A distribuição geográfica dos radiolários apresenta, em geral, as mesmas relações que outros organismos planctónicos, evidenciando principalmente padrões de correntes oceânicas. Como diversos organismos marinhos, os radiolários atingem sua máxima diversidade em águas tropicais, enquanto as massas de águas frias, de latitudes mais elevadas, são caracterizadas por grande abundância e baixa diversidade de formas. No registo geológico observou-se uma mudança no habitat preferencial dos radiolários, de plataformas carbonatadas rasas no Paleozoico para o exclusivo domínio oceânico na atualidade, Figura 1.

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Figura 1 – Aproximadamente 10% do volume de sílica de origem biogénica acumulada em sedimentos marinhos de fundo são representados por radiolários, sendo o restante, composto por diatomáceas e espículas de esponjas. Os radiolários distribuem-se através da coluna da água desde a superfície até aproximadamente 5000 m de profundidade, ocorrendo em maior abundância entre 50 e 100 m de profundidade. Historicamente, a abundância de radiolários foi associada a eventos vulcânicos, que seriam responsáveis por saturar a água do mar em sílica, porém, esta relação é considerada, hoje, incorreta, sendo a abundância de radiolários aparentemente relacionada com a alta disponibilidade de nutrientes. É possível, entretanto, que um aumento no vulcanismo torne a água menos pobre em sílica, intensificando a preservação da sílica amorfa. Os Radiolários estão, muitas vezes, associados a depósitos ricos em matéria orgânica, sendo que ambos necessitam de alta produtividade biótica superficial para sua formação.

Lidito

É um cherte radiolarítico, com textura microquartzítica e cor negra, devido a inclusões de substâncias carbonosas, grafite e, muitas vezes pirite. O lidito ocorre em Portugal no Silúrico inferior da ZCI, da ZOM e no seio das formações sedimentares metamorfizadas do Pré-câmbrico superior do Alentejo conhecidas por Série Negra,  Foto 3.

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Foto 3 – Lidito da Série Negra, de que fazem parte outras rochas (calcários, grauvaques, conglomerados, gnaisses, anfibolitos). É uma importante unidade estratigráfica da Zona de Ossa-Morena, ocupando vastas áreas do Alentejo e na região de Tomar-Abrantes. Esta unidade estratigráfica apresenta os metaliditos.

Ftanito

Ftanito (do grego phtano, que anuncia) é assim chamado uma vez que anuncia a passagem aos xistos. De cor acinzentada entre o claro e o escuro, em virtude da presença de menor ou maior quantidade de matéria carbonosa, é essencialmente formado por quartzo microcristalino. O ftanito conserva vestígios de radiolários, sendo comum nas séries pré-câmbricas e do paleozoicas, em leitos centimétricos alternantes com xistos amplitosos. Os ftanitos são rochas frequentes no Maciço Antigo Ibérico, sobretudo integrados em terrenos de idade silúrica, Foto 4.

Nódulo Ftanítico

Foto 4 -Xistos do Silúrico, com nódulo ftanítico – Anclinal de Valongo (Arouca). Ftanito é uma rocha sedimentar, siliciosa, de origem orgânica, formada pela acumulação de esqueletos de radiolários, diatomáceas, etc).

Jaspe

O jaspe (do grego iaspis), varia entre o vermelho forte, o castanho e o amarelado, devido à presença significativa de óxido e/ou hidróxido de ferro. Em Portugal o jaspe ocorre associado às formações vulcano-sedimentares do Devónico superior – Carbónico inferior da Faixa Piritosa Alentejana (Grândola, Cercal, Aljustrel, Castro Verde, São Domingos), Foto 5.

Jaspe

Foto  5 – Jaspe do Complexo Vulcano-sedimentar da Faixa Piritosa Ibérica. A Faixa Piritosa Ibérica situa-se a Sul do Terreno do Pulo do Lobo e estende-se ao longo de 250 km, desde Alcácer do Sal até Sevilha. Apresenta uma largura que varia entre os 25 km e os 70 km, hospedando uma das maiores concentrações mundiais de sulfuretos maciços. Em termos lito-estratigráficos, a FPI compreende três unidades fundamentais, do topo para a base:  Grupo Filito-Quartzítico (GFQ), o Complexo Vulcano-Sedimentar (CVS) e o “Culm”. As lentículas de jaspe ocorrem, preferencialmente, associadas aos xistos “Borra de Vinho” e às rochas meta-vulcanoclásticas félsicas. Possuem cor vermelha e, por vezes, em alguns domínios, cor negra. Grande parte dos jaspes apresenta textura brechóide ou pseudo-brechóide, sendo cortados por redes densas e anastomosados veios de quartzo hidrotermal.

O jaspe é ainda, frequente sob a forma de seixos nas praias algarvias.

Chertes Nodulares 

Ao contrário dos chertes estratiformes, este outro tipo de silicitos coeso está asscociado a sequências sedimentares em áreas cratónicas. Ocorrem principalmente em rochas carbonatadas de todas as idades, mas também menos frequentemente, em argilitos, xistos e arenitos. Alguns autores referem-nos como acidentes posteriores à sedimentação, que dão origem a concreções e nódulo. Tais acidentes correspondem a segregações secundárias, essencialmente diagenéticas, mas também em parte, a substituições metassomáticas. A sílica deste tipo de  silicitos ocorre desde nucleos chérticos de dimensões minímas, a concreções com alguns metros de diâmetro, Foto 6.

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Foto 6 – A formação carixiana (Jurássico inferior) Calcários dolomíticos com nódulos de sílex de Belixe aflora em arribas de aproximadamente 50 m de altura. Este tipo de afloramento fossilífero só existe, em todo o Algarve, nesta praia, no forte do Belixe e na extremidade do Cabo de S. Vicente. Os sedimentos siliciosos desta formação ocorrem sob duas formas: nódulos ou camadas com espessura média de 4 cm, interestratificadas com os calcários.

Chérticos são os nódulos siliciosos também conhecidos por nódulos cerebróides e, localmente, por cerebelos, do Bajociano dos Maciços Calcários Estremenho e de Sicó, constituindo um ótimo marcador estratigráfico, Foto 7.

Foto 7 – Com um brilho de porcelana não vitrificada, em fratura fresca, lembram vagamente, na forma e no aspecto exterior, uma massa encafálica, encontrando-se dispersos à superfície do terreno, após a desagregação do calcário onde se encontram incluídos. Estas rochas são resultantes da substituição de carbonatos da rocha sedimentar já existente por cristais de calcedónia, oriundos da circulação de fluidos ricos em sílica e dando origem aos nódulos de cherte (do inglês silex). A unidade Zambujal, Jurássico Médio (Aaleniano inferior – Bajociano inferior)  é formada fundamentalmente por calcários com alguma proporção de material quartzoso e argiloso. Os nódulos de sílica aparecem nos últimos 20 m da série, constituindo por isso um nível estratigráfico de referência.

Um outro tipo de nódulos siliciosos, de forma ovoidal, ocorrente nos xistos do Silúrico médio, que com base neles, individulaizam uma unidade litostratigráfica a que se deu o nome de “Xistos com nódulos”, Foto 8.

Xisto com Nódulos (Esquema)

Foto 8 –  Xisto com nódulos de idade Silúrica, Estremoz. 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.

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. 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. A Formação dos Xistos com Nódulos , 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.

Em jeito de resumo

Os chertes podem ter origem por precipitação química (origem singenética) onde a sílica colóidal precipita num meio ácido, bioquímica (singenética) em resultado da acumulação de carapaças siliciosas de diatomáceas e radiolários e uma origem pós-deposicional resultante de processos de silicificação num processo designado por metassomatismo diagenético (migração de fluidos). Neste último exemplo exemplo ocorre dissolução do quartzo detrítico em meio alcalino ocorrendo a sua precipitação na forma de sílica colóidal em meio ácido.

Resumo para Geologia 11º ano

 

Fontes consultadas:

Armstrong H., Brasier M. 2005. Microfossils. Oxford: Blackwell Publishing. 296 pp.

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/1772/1/35512.pdf

http://sopasdepedra.blogspot.com/search?q=Jaspe

Libethenite – um mineral raro

Libethenite é um mineral supergénico extremamente raro apenas encontrado em três outros locais a nível mundial (Eslováquia, República Democrática do Congo e Zâmbia). A libethenite, um fosfato hidratado de cobre de cor verde e forma ortorrômbica., Foto 1. Este mineral encontra-se na mina de Miguel Vacas, inserida na região de Alandroal-Juromenha, localizando-se no flanco NE do Anticlinal de Estremoz, próxima ao contacto Silúrico-Ordovícico e consiste num filão principal de quartzo com carbonatos.

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Foto 1 – A libethenite apresenta como características principais a sua cor verde oliva e hábito sob a forma de prismas ou bipirâmides. A libethenite encontra-se normalmente associada à pseudomalaquite (mineral do mesmo grupo), formando cristais na superfície da mesma.

Mina Miguel Vacas

A Mina de Miguel Vacas foi explorada para cobre durante grande parte do século XX até ao seu fecho em 1986.

Esta mina localiza-se na faixa Sousel-Barrancos onde predominam as mineralizações de cobre. Trata-se de uma estrutura mineralizada (brecha quartzosa) subvertical com orientação geral N10ºW, intercetando os xistos cinzentos e negros do Silúrico, Foto 2.

MapaFoto 2 – Enquadramento geológico da mina de Miguel Vacas. Na mina ocorrem xistos negros do Silúrico que indiciam um ambiente sedimentar marinho euxínico, propício ao estabelecimento junto à superfície de organismos planctónicos, como os graptólitos. Nestas condições ambientais iniciou-se a deposição da Formação dos Xistos com Nódulos, com predominância de liditos na base, a que sucedem xistos negros carbonosos, com raros nódulos siliciosos.

A mineralização explorada foi essencialmente de caráter superficial, correspondendo à zona de oxidação e de enriquecimento supergénico da estrutura filoniana. Além da zona oxidada foi possível reconhecer, por sondagem, a presença de uma zona de sulfuretos primários.

Com base nas observações da petrografia e mineralogia das amostras esta mina corresponde a uma mineralização primária de cobre filoniana a que se sobrepõe uma mineralização secundária do tipo enriquecimento supergénico.

Enriquecimento supergénico

De acordo com Guilbert & Park (1986) e Robb (2005), o enriquecimento supergénico pode ser dividido em três zonas diferentes em profundidade consoante o minério observado. As diferentes zonas deste tipo de mineralização são: Zona Eluvial ou Chapéu de Ferro que corresponde à zona mais superficial e que se subdivide em Gossan e Zona de lixiviação; Zona Iluvial ou de Enriquecimento Supergénico que corresponde a uma zona intermédia, subdividindo-se em supergénico oxidado e redutor pelo nível freático – barreira de oxidação-redução ou redox; e Zona Hipogénica ou Protominério que corresponde à zona mais profunda, como se observa no esquema da Foto 3.

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Foto 3  – Zonamento vertical da mina de Miguel Vacas. Nesta mina é possível observar duas tipologias de minério completamente distintas: minério primário e minério supergénico. O minério primário é composto por calcopirite, pirite, arsenopirite, gersdorffite. O minério supergénico é constituído por malaquite, azurite, pseudomalaquite, libethenite, brochantite e bismuto nativo.

Com base na petrografia e química mineral foi possível por em evidência o carácter episódico da mineralização primária associado a fenómenos de remobilização de metais e reprecipitação de sulfuretos. Na mineralização supergénica é possível diferenciar três zonas distintas (zona de lixiviação, zona supergénica oxidada e supergénica redutora) que refletem o perfil típico e os processos característicos deste tipo de alteração. Na zona oxidada destaca-se a presença de carbonatos Cu (malaquite e azurite) e fosfatos de Cu (pseudomalaquite e libethenite), Foto 4.

Foto 4 – Mina de Miguel Vacas (Estremoz), aspeto geral da exploração a céu aberto, que atualmente se encontra inundada.

Nas amostras de Miguel Vacas, que se enquadram no ambiente oxidante, é possível observar malaquite e azurite (carbonatos), libethenite e pseudomalaquite (fosfatos), principalmente a preencher fracturas ou espaços abertos existentes nas rochas encaixantes ou no quartzo e mais raramente sob a forma de minério maciço ou em massas cristalinas.

Os trabalhos neste jazigo foram essencialmente a céu aberto, tendo sido exploradas as zonas de oxidação e de enriquecimento supergénico, não tendo sido atingida a zona de sulfuretos primários.

Preparação para Exame de Geologia e Biologia 11º ano: 

Fontes consultadas: 

Guilbert, J. M. & Park, C. F., Jr. (1986). The Geology of Ore Deposits. W.H. Freeman and
Company, New York, 985 p.

Fernandes, G. (2012). Mineralizações de Cobre da Mina de Miguel Vacas: Caracterização Petrográfica e Geoquímica. Tese de mestrado em Geologia Económica. Univ. Lisboa, 345p.

Complexo Filonítico de Moura (Prisma de acreção)

O Complexo Filonítico de Moura, do ponto de vista geodinâmico corresponde a um prisma de acreção associado à obducção de mantos sobre a margem SW da Zona de Ossa-Morena, geneticamente relacionados com a sutura Varisca.  Os prismas de acreção correspondem aos materiais transportados pela litosfera oceânica mergulhante que não se afundam na zona de subducção, pelo menos não na totalidade, e são empilhados em lâminas sucessivas por debaixo dos materiais mais antigos, Foto 1.

A Complexo Filonítico de Moura 1-18Foto 1 – Estrada entre Moura e a Póvoa de São Miguel (Alentejo). A – Modelo esquemático de um prisma acrecionário. Estes prismas acrecionários desenvolvem-se entre a fossa e os arcos vulcânicos. A sua estrutura, quando é conhecida, apresenta dobras e escamas cavalgantes com vergência oceânica. Sob o ponto de vista sedimentológico, estes prismas caracterizam-se sobretudo pela presença de «melanges», devido à ação conjugada de uma brechificação tectónica e de uma desorganização dos sedimentos por deslizamento submarino. Em qualquer dos casos, seja qual for a origem, estas «melanges» representam uma características dos prismas de acreção. B – Modelo esquemático da margem SW da Zona de Ossa- Morena – ZOM. Estruturação do Complexo Filonítico de Moura (CFM), exumação dos eclogitos e obducção das Sequências Ofiolíticas Internas (SOI); Obducção do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA), instalação do Complexo Ígneo de Beja (CIB), estruturação do Terreno do Pulo do Lobo (PL) e inicio da colisão continental com a Zona Sul-Portuguesa (ZSP).

 

Formação de um prisma de acreção em zona de subducção (acretionary prism in a subduction zone).

Enquadramento Geológico

A Zona de Ossa-Morena encontra-se limitada meridionalmente pelo Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches, que materializa a sutura varisca, entre a Zona de Ossa-Morena e a Zona Sul-Portuguesa, e cuja génese está relacionada com os processos de subducção/obducção, vergentes para N, vigentes no bordo SW da Zona de Ossa-Morena durante o Ciclo Varisco. Para além do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches, junto ao bordo SW da Zona de Ossa-Morena (Foto 2) individualizam-se dois domínios com significado regional:

  1. Complexo Ígneo de Beja
  2. Domínio de Évora-Beja

A Complexo Filonítico de Moura 1-2

Foto 2 – O Domínio de Évora-Beja é constituído por formações sedimentares, vulcano-sedimentares e por ortognaisses, do Proterozóico superior/Paleozóico inferior. No seu conjunto, estas formações definem uma Sequência Autóctone, correlacionável com o autóctone de outros sectores da Zona de Ossa-Morena, e que poderá conter termos representativos de um soco cristalino.

Numa posição geometricamente superior ocorrem formações paleozóicas nitidamente alóctones, de natureza sedimentar ou vulcano-sedimentar, que podem conter imbricações de termos representativos da Sequência Autóctone. Neste caso a Sequência Autóctone é definida localmente como Parautóctone, devido ao facto de se apresentar frequentemente parcialmente desenraizada. O Complexo Filonítico de Moura, unidade tectonoestratigáfica de grande extensão cartográfica (aflora numa área superior à centena de Km2, estendendo-se para Espanha – Formação Cubito) é a formação alóctone mais importante do Domínio de Évora-Beja, Foto 3.

Foto 3 – Níveis pelíticos do Complexo Filonítico de Moura e de evidências de deformação polifásica, xistosidades dobradas, veios de quartzo de exsudação dobrados. Trata-se de uma formação bastante deformada, constituída por mantos alóctones colocados tectonicamente sobre a Sequência Autóctone.

Petrograficamente, no Complexo Filonítico de Moura, individualiza-se uma unidade metassedimentar, na fácies dos xistos verdes, com xistos pelíticos, essencialmente sericitico cloríticos, com variações biotíticas, moscovíticas e siliciosas, e intercalações de uma outra unidade, de natureza vulcânica, essencialmente básica, com grau metamórfico entre a fácies dos xistos verdes e a fácies anfibolítica.

Para além destas unidades ocorrem ainda, no Complexo Filonítico de Moura, imbricações de rochas com diferentes proveniências e significados geotectónicos distintos: (1) rochas provenientes das formações autóctones; (2) eclogitos e xistos azuis, representativos de um evento tectonometamórfico varisco de alta pressão (3) intercalações de rochas félsicas (gnaisses frequentemente milonitizados) cujo significado geodinâmico permanece incerto; (4) fragmentos ofiolíticos, designados por Sequências Ofiolíticas Internas, que possuem assinaturas geoquímicas e significados geotectónicos distintos dos estabelecidos para o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches.

As características estruturais do Complexo Filonítico de Moura, a diversidade e significado das rochas imbricadas no seu interior permitem interpretar esta unidade tectonoestratigráfica do ponto de vista geodinâmico como um prisma de acreção associado à obducção de mantos sobre a margem SW da Zona de Ossa-Morena, geneticamente relacionados com a sutura Varisca.

Fontes Consultadas: 

  • Araújo, A., Fonseca, P., Munhá, J., 1993. Ossa-Morena Ophiolites. XII Reunião de Geologia do W Peninsular, Évora, Terra Abstracts, supplement n. 6 to Terra Nova 5, 8.
  • Araújo, A. , Fonseca, P., Ribeiro, A., Munhá, J., 1998. The structure of the south margin of the Iberian Autochthonous Terrane and the relation with the Paleozoic suture zone (Portugal). Actas X Congreso Latinoamericano de Geologia, VI Congreso Nacional de Geologia Economica, Volumen II, Buenos Aires, Argentina, 29-34.
  • Araújo, A., Fonseca, P., Munhá, J., Moita, P., Pedro, J., Ribeiro, A., 2005. The Moura Phyllonitic Complex: An Accretionary Complex related with obduction in the Southern Iberia Variscan Suture. Geodinamica Acta 18/5, 375-388.

 

Alto de São Bento (ZOM)

O Alto de São Bento constituí uma pequena elevação (363 m) localizada 3 km a WNW de Évora e que constituiu um relevo de dureza, provavelmente controlado tectonicamente. Na zona dos moinhos é possível observar o granito porfiróide com encraves em contacto com o leucogranito.

Alto de São Bento_.jpg

 

Domínios da Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa Morena é bastante mais complexa que zonas contíguas do Maciço Ibérico, possuindo uma grande heterogeneidade paleogeográfica, metamórfica e tectónica. Foi, por isso, compartimentada em diversos sectores com características tectonoestratigráficas distintas. Com base nos trabalhos realizados até à atualidade é considerada a seguinte divisão para ZOM:

  • Domínio da Faixa Blastomilonítica;
  • Domínio de Alter do Chão – Elvas;
  • Domínio de Estremoz – Barrancos;
  • Domínio de Évora – Beja;
  • Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches.

Domínio de Évora-Beja

O Domínio de Évora-Beja é constituído por formações sedimentares, vulcano-sedimentares e por ortognaisses do Proterozóico superior/Paleozóico inferior. No seu conjunto, estas formações definem uma Sequência Autóctone correlacionável com termos representativos de um soco cristalino. Numa posição geometricamente superior ocorrem formações paleozóicas nitidamente alóctones, de natureza sedimentar ou vulcano-sedimentar que correspondem ao Complexo Filonítico de Moura, Foto 1.

Alto de São Bento (ZOM).jpg

Foto 1 –  Os maciços ígneos intrusivos representam a unidade cartográfica de maior representatividade na região. Tratam-se de intrusões tardi-variscas de natureza granítica (granitos, tonalitos e granodioritos) com redes filonianas associadas.

Maciço de Évora

O Maciço de Évora representa uma área com cerca de 60 km2 que se estende entre Montomor-o-Novo e Évora, localizada nos domínios ocidentais da Zona de Ossa-Morena (ZOM) e incluído no setor de Montemor-Ficalho. Os seu limite setentrional é representado pelo Complexo Ígneo de Beja e a nordeste com o limite superior da Formação da Ossa.

Em termos geológicos gerais, o Maciço de Évora está representado por diferentes bacias sedimentares com magmatismo associado que registam a evolução geodinâmica deste segmento da margem setentrional de Gondwana, no intervalo de tempo que decorre desde o Ediacariano (Neoproterozóico), passando pelo Câmbrico-Ordovícico e, finalmente pelo Carbónico Inferior. O metamorfismo e deformação dúctil varisca (Carbónico inferior) que estão relacionadas com a evolução da Pangeia, modificaram de forma heterogénea as texturas e paragéneses das rochas do Neoproterozoico e do Paleozoico. Anfibolitos, micaxistos, paragnaisses, mármores e migmatitos são os representantes desta crosta continental atual, intruídos por granitoides (essencialmente granodioritos, granitos e tonalitos) e gabros de idade carbónica.

O Maciço de Évora encontra-se subdividido em três unidades tectónicas principais com base em critérios estruturais e metamórficos:

  • Zona de Cisalhamento de Montemor-o-Novo (ZCMN);
  • Terrenos de grau metamórfico intermédio de Évora (TMIE);
  • Terrenos de Alto-Grau Metamórfico de Évora (TAME)

Estas unidades apresentam a mesma coluna estratigráfica do Ediacariano-Câmbrico-Ordovícico transposta por diferentes condições de metamorfismo e de intensidade de deformação dúctil.

Terrenos de grau metamórfico intermédio de Évora

Estes terrenos representam uma área que se estende entre Arraiolos, Nossa Senhora de Machede, Monte Trigo e Valverde com predomínio de micaxistos com intercalações de anfibolitos e metapsamitos que constituem o Complexo ígneo-sedimentar essencialmente básico de Arraiolos.

Em conformidade com o que se verifica na globalidade da ZOM, o Maciço de Évora caracteriza-se pela presença de uma significativa diversidade composicional de rochas ígneas intrusivas.

A generalidade das intrusões de natureza granitoide caracteriza-se por se disporem paralelamente à direção das estruturas varriscas do encaixante metamórfico o que sugere uma natureza sin-tectónica. São disto exemplo, os maciços de Évora-São Manços e Hospitais (ver post aqui). Estas intrusões são de natureza tonalítica e ocasionalmente associados a a granodioritos e gabro-dioritos.

Próximo da cidade de Montemor-o-Novo, localiza-se o Maciço dos Hospitais (consultar post aqui), cujas principais características estruturais permitem classificá-lo como sin-tectónico. Este maciço é constituído essencialmente por tonalitos, no seio dos quais se encontram abundantes encraves granulares máficos. A composição mineralógica dos tonalitos é dominada pela presença de plagióclase (andesina), quartzo, horneblenda e biotite. A geoquímica elementar indica que os diversos  corpos gabroicos das áreas vizinhas e os tonalitos metaluminosos do Maciço dos Hospitais poderão pertencer a uma sequência magmática relacionada com a cristalização fraccionada, e correspondem a magmas gerados em ambiente de arco magmático continental.

Alto de São Bento – Évora

Na proximidade de Évora, as diversas manchas de granitóides são frequentemente circunscritas, cortando a xistosidade dos metassedimentos e, por vezes, a foliação dos gnaisses. O alongamento pouco acentuado destas manchas é, regra geral, paralelo à direção das estruturas variscas mas, ao contrário do observado na fácies tonalítica do Maciço dos Hospitais, não se verifica normalmente uma orientação preferencial dos minerais constituintes na generalidade dos litótipos.

No Alto de São Bento ocorre um conjunto de afloramentos que permitem uma observação privilegiada de vários litótipos ígneos plutónicos de natureza essencialmente félsica, Foto 3.

Alto de São Bento 2 (ZOM)

 

Foto 3A: Os principais litótipos que podem ser observados são o  granito porfiróide e o leucogranito de duas micas, granodioritos, encraves tonalíticos bandados e encraves granulares máficos. Níveis aplíticos e pegmatíticos e encraves de natureza metamórfica (anfibolitos) podem também ser observados. B : Esquema simplificado da pedreira com os diferentes litótipos.

Leucogranito de duas micas e encraves bandados

O granito, que corresponde a uma das litologias principais que pode ser observada neste afloramento. Exibe um bandado magmático que, localmente, se traduz num ligeiro ondular de níveis com tonalidades diferentes que parecem reflectir uma variação na quantidade modal de quartzo. O bandado subhorizontal é paralelo aos níveis de granitos porfiróides e a uma série de níveis pegmatíticos. Em amostra de mão, exibe uma tonalidade cinzento claro e granularidade média onde se observa quartzo, feldspato (felspato alcalino e plagioclase), moscovite e, de modo mais ou menos irregular, biotite.

Alto de São Bento - leucogranito  (ZOM).jpg

Foto 4 –  Neste litótipo, observam-se rochas de tonalidade mais escura, menor granularidade e aspeto bandado, definindo limites mais ou menos bruscos com o leucogranito encaixante, tendo sido designados como encraves bandados. Estes correspondem a tonalitos e destacam-se claramente do leucogranito de duas micas pela sua cor, a qual resulta da sua menor granularidade, acrescido pelo claro aumento da quantidade modal de biotite (e por vezes anfíbola). Os afloramentos apresentam também níveis aplíticos e pegmatíticos. Os níveis pegmatíticos, grosso modo sub-horizontais e com espessuras métricas e são constituídos por quartzo, feldspato, moscovite, granada e turmalina, esta última constituindo agregados em roseta. Os filões aplíticos de espessura centimétrica são félsicos e frequentemente zonados. Estes, do ponto de vista geométrico, encontram-se sob a forma de corpos quer sub-horizontais quer inclinados, cortando-se entre si.

Granitos Porfióides

Os granitos porfiróides correspondem a uma rocha de granularidade média a grosseira e textura porfiróide, formada por quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e aproximadamente 5% de biotite. Os fenocristais de feldspato alcalino são muito abundantes (cerca de 10- 15% do volume da rocha) chegando a atingir os 7 cm de comprimento ao longo do seu eixo maior. À escala mesoscópica, estes últimos podem apresentar uma orientação preferencial, interpretada como resultado de um “fluxo laminar homogéneo” , Foto 5.

Foto 5Granito Porfiróide. Aspecto, à escala mesoscópica, do granito porfiróide que aflora no Alto de São Bento em Évora. O granito porfiróide (também designado dente de cavalo) é uma rocha leucocrata de textura porfiróide, com fenocristais centimétricos (3-4 cm de comprimento) de feldspato alcalino, no seio de uma matriz félsica constituída por plagioclase (30- 35%), feldspato alcalino (20-25%), quartzo (30-35%) e biotite (5%). São frequentes os encraves granodioríticos e tonalíticos de granularidade média a fina (fig. 9C). Os fenocristais dispersos na matriz regra geral são euédricos, enquanto os que ocorrem inclusos nos encraves são mais anédricos e de aspeto corroído.

Encraves granulares máficos

Associados aos Granitos Porfiróides, ocorrem encraves granulares máficos, Foto 6, que representam 1-2% da área aflorante. Apresentam uma forma arredondada e limites bem definidos, ainda que esporadicamente possam apresentar limites difusos como resultado da interacção com o granito envolvente.

Alto de São Bento - Granito Porfiróide 1 (ZOM).jpg

Foto 6  – Os encraves granulares máficos (tonalitos) exibem uma granularidade média a fina de tonalidade mais escura comparativamente ao granito hospedeiro. Os fenocristais do granito porfiróide surgem frequentemente total ou parcialmente aprisionados nos encraves, sendo possível observar, em particular nos cristais de menores dimensões, formas anédricas e bordos corroídos. A proporção de feldspatos total ou parcialmente inclusos nos encraves granulares máficos é extremamente variável sem que exista qualquer diferença no tipo dos encraves. Os níveis de pegmatitos e aplitos encontram-se preferencialmente associados aos limites do leucogranito com o granito porfiróide Exibem  uma instalação posterior à cristalização dos Encraves granulares máficos tendo em conta as relações de corte.

Granodiorito

O granodiorito tem uma representatividade aparentemente mais limitada nos afloramentos do Alto de São Bento, Foto 7.

Alto de São Bento - Granodiorito (ZOM)

Foto 7 – Aspecto, à escala mesoscópica, do granodiorito. É uma rocha formada por quartzo, plagioclase, feldspato alcalino e biotite (~10-15%), leucocrata, com uma granularidade média a grosseira e apresentando uma foliação incipiente marcada pelo alinhamento dos cristais de biotite e dos encraves granulares maficos presentes. A relação observada em alguns afloramentos entre esta fácies e o granito porfiróide sugere uma interacção a quente entre os dois, interpretada pelos limites lobados, e parece indicar um posicionamento inferior e ligeiramente anterior do granodiorito. A transição lateral entre este e o leucogranito de duas micas é difícil de observar.

Resumindo

O Alto de São Bento corresponde a um maciço ígneo constituído por manchas de granodioritos, granitos porfiróides e leucogranitos. Os granodioritos são rochas leuco-mesocratas formadas por quartzo, plagioclase, feldspato alcalino e biotite, com granularidade média a grosseira e que apresentam uma foliação incipiente marcada por alinhamento de cristais de biotite e de encraves diorítico-tonalíticos.

Os granitos porfiróides são rochas leucocratas, com fenocristais de feldspato alcalino no interior de uma matriz constituída por quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e alguma biotite. Os fenocristais de feldspato alcalino são muito abundantes e apresentam uma orientação preferencial, interpretada como “fluxo laminar”. Caracterizam-se, também, por apresentam encraves ígneos granulares (granodioritos e tonalitos) e raros encraves metamórficos.

Os leucogranitos são rochas leucocráticas de cor cinzento claro, com granularidade média, constituídas por quartzo, feldspato (feldspato alcalino ±plagioclase), moscovite e biotite. Possuem encraves bandados tonalíticos.

Para além dos granitóides, ocorrem também níveis de pegmatitos sub-horizontais, com espessuras métricas e de aplitos centimétricos, sub-horizontais e inclinados, cortando-se entre si. Os granodioritos, os granitos porfiróides e os encraves tonalíticos do Alto de São Bento relacionam-se geneticamente por diferenciação de magmas calcoalcalinos através de cristalização fracionada, sendo considerada, também, a hipótese de ocorrência de contaminação crustal durante a produção de líquidos magmáticos mais evoluídos. A presença do leucogranito sugere o envolvimento de processos de contaminação crustal no Maciço de Évora, admitindo-se a ocorrência de mecanismos de anatexia nas litologias das formações encaixantes (Formações do Escoural, Monfurado ou Carvalhal).

Fontes consultadas: 

Araújo A. 1995. Estrutura de uma geotransversal entre Brinches e Mourão (Zona de Ossa-Morena): implicações na evolução geodinâmica da margem sudoeste do Terreno Autóctone Ibérico. Tese de Doutoramento Universidade de Évora.
Araújo A., Piçarra J. Borrego J., Pedro, J. Oliveira, J. T. 2013. As Regiões Central e sul da
Zona de Ossa Morena. Em Geologia de Portugal, Volume I, Geologia Pré-mesozóica de
Portugal, (Dias R., Araújo A., Terrinha P. Kullberg J. C, Editores), Escolar Editora.
Chichorro M. 2006. A evolução tectónica da Zona de Cisalhamento de Montemor-o-
Novo (Sudoeste da Zona de Ossa Morena – área de Santiago do Escoural – Cabrela).
Tese de doutoramento, Universidade de Évora.
Moita P. 2007. Granitóides no SW da Zona de Ossa Morena (Montemor-o-Novo –
Évora): Petrogénese e Processos Geodinâmicos. Tese de Doutoramento, Universidade
de Évora.

Moita P., Santos J., Pereira M.F. 2009. Layered granitoids: interaction between
continentacrust recycling processes and mantle-derived magmatism. Examples from
the Évora Massif (Ossa-Morena Zone, southwest Iberia, Portugal). Lithos 111 (3–4),
125–141.
Moita P., Santos J.F., Pereira M. F., Costa M.M., Corfu F. 2015. The quartz-dioritic
Hospitais intrusion (SW Iberian Massif) and its mafic microgranular enclaves —
Evidence for mineral clustering. Lithos, 224–225, 78–100.

 

 

 

 

 

Sistema Solar (Glossário essencial)

O Sol é uma esfera grande e quente de hidrogénio e hélio que brilha há quase 5000 milhões de anos e cuja força gravitacional mantém os planetas do Sistema Solar a orbitar à sua volta. O Sol é uma estrela cuja evolução foi suficientemente estável para permitir o aparecimento e desenvolvimento da Vida na Terra. A nossa estrela, nascida numa antiga nebulosa e atualmente a meio da sua vida, converter-se-á numa gigante vermelha dentro de aproximadamente cinco mil milhões de anos. De seguida, criará à sua volta uma nebulosa planetária e transformar-se-á numa anã branca, antes de se extinguir definitivamente.

No início

Há 4600 milhões de anos, uma nuvem molecular viu o seu equilíbrio perturbado pela explosão de uma supernova próxima ou pela passagem da onda de densidade de um braço galáctico. Fruto desse desequilíbrio, nasceu o grupo de estrelas ao qual o Sol pertence.

As nuvens moleculares são acumulações imensas de gás e poeira a uma temperatura muito baixa. A sua massa pode atingir alguns milhões de massas solares e o seu diâmetro pode ser de centenas de anos-luz. No interior, quando uma região de densidade elevada começa a contrair-se formam-se as estrelas. Neste processo ocorre uma auto-aceleração e a região em contração fragmenta-se em diversos objetos. Cada um deles dará origem a uma nova estrela. O resultado será um enxame estrelar aberto que possuirá entre dezenas a milhares de estrelas. Num passado remoto, o nosso Sol fez parte desse enxame que, com o tempo, se dispersou pelo efeito das marés gravitacionais galácticas. Atualmente vários grupos de astrofísicos procuram estrelas irmãs do Sol, perdidas à muito entre a multidão de estrelas da nossa galáxia.

 Na sua infância, o proto-sol manteve à sua volta um disco de matéria a partir do qual os outros astros se formaram. Esta proto-estrela, era um corpo gasoso de grande densidade, mas sem temperatura suficiente para promover a fusão do hidrogénio. Este estádio (proto-estrela) constitui a última fase do processo que conduz à formação de uma estrela. A proto-estrela é assim o embrião daquilo a que se converterá numa estrela ao fim de aproximadamente 1 milhão de anos. Durante o processo de evolução a temperatura do núcleo vai aumentando à medida que o volume colapsa. Parte do gás e poeira atraídos do meio interestelar formam um disco em rotação, uma estrutura que pode dar lugar à criação de planetas e corpos menores. O gás das regiões internas do disco protoplanetário é atraído pela proto-estrela, girando cada vez mais depressa. Neste processo a estrela ganha massa sendo o resto deste gás expulso a grande velocidade sob a forma de jatos.

Formação de outros corpos celestes

Essa matéria ter-se-á aglomerado (acreção) em fragmentos cada vez maiores até constituir os planetas atuais. A teoria mais consensual para a formação dos planetas defende, em traços gerais, o seguinte: a poeira cósmica que rodeia a estrela e que acabou por não fazer parte dela começa a unir-se em fragmentos com aproximadamente dez quilómetros de diâmetro chamados “planetesimais”. Graças ao seu tamanho, os planetesimais atraem para si as partículas do ambiente e aumentam rapidamente de tamanho. Nesta dinâmica, apenas alguns planetesimais crescem e se convertem em “oligarcas”. Os oligarcas que estão situados próximo do sol chocam entre si e fundem-se formando planetas rochosos. Oligarca é um termo utilizado em algumas teorias de formação planetária para definir os objetos com tamanho próximo do tamanho dos planetas. De facto, são considerados os precursores dos planetas que conhecemos na atualidade. Os mais próximos do Sol deram lugar aos planetas terrestres por meio de colisões. Os mais afastados acumularam mais material até se converterem em gigantes gasosos.

Durante este processo de formação de planetesimais o vento solar arrastou as substâncias mais leves para longe do proto-sol, onde, graças às baixas temperaturas, os planetesimais adquiriram mais massa e atraíram grandes quantidades de gás. Os materiais de maior densidade e pontos de fusão elevado ficaram mais próximos da estrela e formaram planetesimais de rocha. Por seu lado, aqueles que se encontram mais longe da estrela crescem ainda mais, migrando e atraindo um maior número de planetesimais, além de se rodearem de coberturas de gás. O processo no seu conjunto, pode durar dezenas de milhões de anos. Se observarmos os planetas a partir da direção que assinala o pólo norte  terrestre, comprovaremos  que todos orbitam no sentido anti-horário. Trata-se do mesmo sentido de movimento do que o disco protoplanetário um dia teve. Os satélites de maior tamanho, aqueles que presumivelmente se separaram do planeta devido a algum impacte, também o fazem. Em linguagem técnica, o sentido do movimento comum a todos os planetas denomina-se “sentido direto”. A maioria dos planetas gira sobre si próprio no sentido direto. No entanto Úrano e especialmente Vénus fazem-no e sentido contrário. Ambos têm o eixo de rotação muito inclinado, provavelmente por terem colidido com corpos de grande dimensão durante o seu período de formação.

 

Glossário

Acreção – processo de acumulação de material, normalmente gasoso, à volta de estrelas, planetas e outros objetos celestes por ação da gravidade. Este fenómeno provoca a criação de um disco. As evidências apontam no sentido de maior parte dos objetos celestes (galáxias, estrelas, planetas e também alguns satélites) se formar por meio desse processo.

Anel – Disco de material constituído por pequenos fragmentos de poeira, que orbita à volta de um planeta ou de outro objeto celeste. O exemplo mais conhecido são os anéis de Saturno, embora todos os planetas gigantes tenham o seu próprio sistema.

Angström – Unidade de comprimento utilizada principalmente para expressar comprimentos de onda, bem como distâncias moleculares e atómicas. Representa-se pela letra sueca Å e equivale à décima milionésima para do metro. Num milímetro há 10 milhões de angströms. É também a décima parte de um nanómetro.

Ano-luz – Trata-se da distância percorrida pela luz num ano: 9,46 biliões de quilómetros. É uma medida padrão de distância em astronomia e permite indicar as distâncias superiores às que podemos encontrar no sistema solar. É uma das medidas mais utilizadas, juntamente com o prasec que equivale a 3,26 anos-luz.

Asteroide – pequenos objetos que se encontram no Sistema Solar, por vezes denominados “planetas menores”. Estima-se que sejam os restos de antigos planetesimais, objetos que nunca chegaram a acumular o material suficiente para crescer e converter-se num planeta. A maior parte dos asteroides está localizada numa cintura de asteroides, uma região do espaço entre as órbitas de Marte e Júpiter.

Asteroide Trioano – Asteroide que se encontra na mesma órbita de um objeto muito maior. Geralmente, encontra-se próximo do ponto de Lagrange L5. Júpiter tem, de longe, a maior quantidade de asteroides troianos na sua órbita, com estimativas que vão até mais de 1 milhão de objetos desta natureza. A Terra e outros planetas também têm os seus próprios asteroides troianos.

Atmosfera – Camada de gases que rodeia um planeta, ou outro objeto celeste, retida pela gravidade deste último. A intensidade da gravidade e a temperatura da atmosfera são fatores-chave para determinar a sua permanência. A atmosfera da Terra é composta por cerca de 21% de oxigénio, cerca de 0,9% de árgon pequenas quantidades de dióxido de carbono e outros gases.

Atmosfera  solar – região mais externa do sol. Rodeia o disco e é formada por quatro partes bem diferenciadas: a cromosfera, a região de transição, a coroa e a heliosfera. É possível observá-la a olho nú a partir da Terra durante um eclipse solar.

Átomo pesado – átomo que contém a maior quantidade de protões e neutrões do que o ferro, cujo número atómico é 26. Acima dele podemos encontrar elementos como a prata (47), o mercúrio (80), o chumbo (82) e a platina (78). Estes elementos não se formam no interior das estrelas, mas provêm de diferentes fontes: o ouro e a prata, por exemplo, formam-se após a colisão de duas estrelas de neutrões.

Aurora – Luz natural visível nas regiões polares da Terra. É o produto da interação da magnetosfera com o vento solar. Leva a que as partículas carregadas, formadas principalmente por eletrões e protões, se precipitem para as camadas altas da atmosfera. Embora as auroras da Terra sejam as mais conhecidas e estudadas, o fenómeno também foi observado em outros lugares do Sistema Solar.

Big Bang – Nome dado à teoria da origem do universo, segundo a qual este se formou há 13.800 milhões de anos a partir da expansão súbita de um ponto de densidade infinita e com uma temperatura elevadíssima. Durante os primeiros minutos, o universo atravessou diferentes fases que foram decisivas para chegar à sua forma e aspeto atuais.

Buraco Negro – região do espaço com um efeito gravitacional tão intenso produzido por um corpo muito denso em que nada pode escapar do seu interior. Embora seja invisível, pode deduzir-se a sua presença dos efeitos sobre a matéria e através da luz que passa próximo da sua região.

Calota polar – Camada de gelo que se localiza nas latitudes mais altas de um planeta. No caso de marte, são constituídas por gelo seco e observou-se que variam com a passagem das estações marcianas.

Campo magnético – Efeito produzido pela interação das correntes elétricas e dos materiais magnéticos. No caso de um planeta, os elementos localizados no seu núcleo costumam ser responsáveis pela sua criação. Constitui uma peça fundamental para protege-lo das investidas constantes do vento solar.

Ceres – É o planeta-anão mais próximo da Terra e o maior objeto conhecido na cintura de asteroides. Foi objeto de estudo graças à sonda Dawn. Tem um diâmetro de 946 km.

Cintura de asteroides – Trata-se de um disco circunstrelar (isto é, uma acumulação de matéria que rodeia o Sol) localizado entre as órbitas de Marte e Júpiter. Contém uma multitude de asteroides e a sua massa equivale a 4% da massa da Lua. Esta massa está concentrada na sua maior parte em apenas quatro objetos: o planeta-anão Ceres e os asteroides Vesta, Pallas e Hygiea.

Cintura de Kuiper – Disco circunstrelar (acumulação de matéria que rodeia o Sol) localizado para lá da órbita de Neptuno. Estende-se de uma distância aproximada de 30 a 50 UA. Embora se assemelhe à cintura de asteroides, é cerca de 20 vezes mais largo e acumula aproximadamente 200 vezes mais massa. É o lar de três planetas-anões: Plutão (e o seu satélite Caronte), Haumea e Mekemake.

Clima – Estatística do tempo atmosférico durante um período extenso de tempo. Elabora-se mediante análise de diversos padrões como a temperatura, a humidade, a pressão atmosférica, o vento e as precipitações de uma região concreta. No estudo de exoplanetas, a determinação do clima será um passo importante para a definir a sua habitabilidade.

Cometa – Pequeno objeto congelado que, ao aproximar-se do Sol, começa a libertar os gases acumulados na sua superfície. Este processo leva à criação de uma cauda de material chamativa que, nas circunstâncias adequadas, pode ser observada a partir da Terra a olho nu.

Colapso Gravitacional – Mecanismo por meio do qual um objeto celeste se contrai sobre si mesmo por efeito da sua própria gravidade. É tanto responsável pela formação das estrelas a partir de uma região de maior densidade no interior de uma nuvem molecular, como pelo colapso final. Quando consome os reagentes acumulados durante a sua formação,  a pressão exercida pela fusão desaparece e a estrela colapsa sob a própria gravidade. O objeto resultante dependerá da massa inicial do astro.

Comprimento de onda – distância de uma onda que percorre um determinado intervalo. A onda define-se como dois máximos consecutivos de alguma das suas propriedades. No caso da luz, o comprimento de onda define a sua cor. Quanto mais curto for, mais a luz se aproxima do azul, quanto mais comprido for, mais próximo ela estará do vermelho.

Convecção – Uma das formas de transferência de calor. Em astronomia, a convecção é a responsável pela transmissão de energia de uma estrela, subindo o plasma quente para o exterior e enviando o plasma frio para o interior.

Constelação – Agrupamento de estrelas que, de modo imaginário, forma um certo padrão reconhecível no firmamento. Em geral, representa animais e criaturas mitológicas, assim com heróis e diferentes divindades. A esfera terrestre divide-se em 88 constelações modernas.

Criovulcão – Tipo de vulcão que expulsa elementos voláteis (água, amoníaco, metano…) em vez de rocha fundida. Estes elementos podem formar colunas de vapor e também podem estar presentes naqueles objetos suficientemente distantes do Sol para conservar uma grande quantidade de elementos voláteis.

Densidade – Relação entre a massa e o volume de uma substância ou corpo.

Disco de acreção – Estrutura formada por um material difuso que orbita um objeto com massa, geralmente uma estrela. A fricção provoca a queda do material no disco na direção do objeto. Está presente em algumas estruturas mais comuns do cosmo, como os discos protoplanetários, os buracos negros e quasares.

Disco protoplanetário – trata-se de um disco circunstrelar formado por uma camada densa de gás e poeira, que gira à volta de uma estrela recém-formada. Com a passagem do tempo, o disco protoplanetário dará origem aos diferentes objetos celestes que farão parte do sistema estrelar. Parte deste material do disco incorporar-se-á também na própria estrela.

Elementos pesados – conjunto de elementos, nos quais se exclui o hidrogénio e o hélio, que se formaram durante o Big Bang. Inclui todos os elementos formados no interior das estrelas, assim como por meio de outros mecanismos, como a explosão de uma supernova ou a colisão de estrelas de neutrões.

Esfera Celeste – Esfera abstrata em cujo centro se encontra a Terra. Todos os objetos do firmamento podem ser entendidos como se estivessem projetados no interior de uma esfera. É uma ferramenta útil em astronomia, uma vez que todos os objetos parecem estar à mesma distância pelo facto de não se ter informação precisa sobre a distância real que nos separa deles.

Estrela – Objeto celeste que consiste numa esfera de plasma luminoso unida pela própria gravidade. A estrela mais próxima do nosso planeta é o Sol. Calcula-se que a Via Láctea poderá ter cerca de 200.000 milhões de estrelas. Durante a maior parte das suas vidas, brilham graças ao processo de fusão de hidrogénio, que se converte gradualmente em hélio.

Excentricidade orbital – Parâmetro que indica quanto a órbita de um objeto se desvia de um circulo perfeito.

Exoplaneta – também chamado “planeta extrassolar”, é um planeta situado fora do Sistema Solar que orbita à volta de uma estrela.

Fusão Nuclear – Processo mediante o qual vários núcleos se unem e formam um novo. No decurso deste processo, tanto se pode libertar como absorver energia. Trata-se da base do funcionamento das estrelas: durante a fase mais extensa da sua vida, tem lugar no seu interior a fusão nuclear mais simples: a fusão do hidrogénio para obter hélio.

Galáxia – Conjunto de objetos celestes, como estrelas, planetas, nebulosas e buracos negros, unidos gravitacionalmente. Classificam-se de diferentes maneiras consoante a sua estrutura e tamanho. Assim, a Via Láctea é uma galáxia espiral barrada formada por duzentos mil a quatrocentos mil milhões de estrelas e com um diâmetro de cerca de 100 mil anos luz.

Heliosfera – região do espaço, em forma de bolha, que é dominada pelo Sol e se estende para lá da órbita de Plutão. É alimentada pelo vento solar, que a mantém ativa perante a pressão exercida pelo meio interestelar. É constituída principalmente por iões provenientes da atmosfera solar.

Ionização – Processo por meio do qual uma molécula de dissocia em iões, ou conversão de um átomo ou uma molécula  em ião. O ião é um átomo ou um grupo de átomos que adquire carga elétrica através da perda ou ganho de um ou mais eletrões.

Magnetosfera – Região do espaço à volta de um objeto celeste, em que as partículas carregadas estão dominadas pelo campo magnético do referido objeto. É particularmente útil no caso dos planetas como a Terra, pois tem a capacidade de bloquear os efeitos dos raios cósmicos. É considerada um requisito importante para que um planeta possa albergar vida.

Massa – Propriedades de um objeto físico que indica a sua resistência à aceleração quando lhe é aplicada uma força. Além disso, também revela a força da sua atração gravitacional sobre outros objetos. Não , se deve confundir massa com o peso: a massa é uma propriedade que, juntamente com a gravidade determina o peso. Um objeto com a mesma massa tem um peso maior na Terra do que na Lua devido à diferença da gravidade entre ambos.

Metano – composto químico formado por um átomo de carbono e quatro de hidrogénio. Na Terra, é produzido principalmente pelos seres vivos. A sua presença em Marte tem sido fonte de discussão. Perante a ausência de vida, é de supor que se deva a algum fenómeno geológico.

Meteorito – parte de um meteoroide ou de um asteroide que sobrevive ao penetrar na atmosfera da Terra e colide com a superfície sem ser destruído, pelo que costuma criar crateras de impacte. Não é exclusivo da Terra: pode colidir com qualquer objeto do Sistema Solar.

Meteoro – Popularmente conhecido como “estrela cadente”, é o nome que se aplica aos meteoroides e outros pequenos objetos celestes que atravessam a atmosfera terrestre de forma visível. O seu brilho é o produto do aumento de temperatura ao chocar com as partículas de ar das camadas mais altas da atmosfera.

Meteoroide – Objeto de pequeno tamanho sempre inferior a um asteroide. Pode chegar a medir 1m de diâmetro. Habitualmente são fragmentos de cometas e asteroides, ou então são restos que se desprenderam após diferentes impactes nos objetos do Sistema Solar. Um meteoroide que entra na atmosfera terrestre converte-se num meteoro.

Nebulosa – Nuvem de poeira e gás interestelar. Por norma, são regiões de formação de novas estrelas de uma galáxia, mas o termo também é utilizado para definir o material expulso de uma estrela no final da sua vida – a chamada “nebulosa planetária”.

Nuvem molecular – Tipo de nuvem interestelar com densidade e tamanho adequados para permitir  a formação de hidrogénio molecular. No seu interior encontram-se regiões ainda mais densas onde se acumulam grandes quantidades de poeiras e gás. Ali, se a gravidade for suficientemente intensa, desencadeia-se o processo de formação de estrelas.

Nucleossíntese primordial – processo que durante o Big Bang deu origem à criação de elementos mais pesados do que o prótio (o isótopo mais leve do hidrogénio que é formado unicamente por um protão). Dos 10 segundos aos 20 minutos após o Big Bang, as condições foram propícias para formar a maior parte do hélio que podemos observar no cosmo, assim com pequenas quantidades de lítio. Os restantes elementos, mais pesados, desenvolveram-se no interior de estrelas e em outros processos.

Nuvem de Oort – Nuvem teórica que rodeia o Sistema Solar  e cuja presença não foi totalmente demonstrada, apesar de se apoiar em múltiplas hipóteses. A sua borda exterior indica a fronteira do Sistema Solar e o alcance da influência da nossa estrela.

Oligarca – Termo utilizado em algumas teorias de formação planetária para definir os objetos com tamanho próximo do tamanho dos planetas. De facto, são considerados os precursores dos planetas que conhecemos na atualidade. Os mais próximos do Sol deram lugar aos planetas terrestres por meio de colisões. Os mais afastados acumularam mais material até se converterem em gigantes gasosos.

Planetesimal – Objeto geralmente rochoso que se encontra nos discos protoplanetários. É o componente mais pequeno a partir do qual nascem os planetas e outros objetos celestes através do processo de acreção. No Sistema Solar, calcula-se que a maior parte dos planetesimais não se acumulou em planetas foi expulsa para órbitas muito mais distantes, como a Nuvem de Oort, há cerca de 3800 milhões de anos.

Planeta – Objeto astronómico que orbita em torno de uma estrela ou de um resto estrelar. É imprescindível que cumpra três requisitos para poder ser considerado como tal: deve ser esférico por ação da sua própria gravidade, não pode ter tanta massa que desencadeasse um processo de fusão termonuclear e tem de ser o objeto dominante na sua região orbital.

Plasma – Um dos quatro estados em que a matéria se pode encontrar. Nele, todos os átomos que a constituem estão ionizados. A maior parte da matéria do universo está na forma de plasma. Pode encontrar-se no interior das estrelas, como no Sol, assim como no espaço interestelar, nas nebulosas e em outras estruturas terrestres.

Precessão – alteração do eixo de rotação de um objeto celeste devido a diferentes interações gravitacionais. Pode aplicar-se em diferentes casos. Assim, a precessão do eixo refere-se à mudança na orientação do eixo de rotação de um planeta ao longo do tempo, descrevendo um movimento idêntico ao de um pião, enquanto a precessão orbital descreve uma modificação na órbita de um planeta à volta da sua estrela.

Proto-estrela – Estrela jovem que ainda recolhe massa da sua nuvem molecular. É a primeira fase do processo de evolução estrelar e a sua duração depende do tamanho da futura estrela. Começa com o colapso do material da nuvem molecular e termina quando a estrela expulsa o gás  se precipita sobre ela e se converte em objeto visível.

Poeira interestelar – é composta por partículas de tamanho diminuto, a poeira do espaço interestelar constitui menos de 1% da massa de uma galáxia. No entanto a geração de novas estrelas e grande parte da luminosidade de uma galáxia comum devem-se em boa medida a ela. Os grãos de poeira imersa no gás interestelar são formados por moléculas simples que vão ganhando complexidade ao agruparem-se.

Pulsar – Estrela de neutrões que emite um feixe de radiação eletromagnética e gira sobre si mesma a velocidades elevadas. O referido feixe só é visível a partir da Terra quando aponta na direção do nosso planeta, num comportamento semelhante ao de um farol na costa do mar. Alguns pulsares podem girar sobre si próprios até centenas de vezes por segundo.

Quasar – Núcleo ativo de uma galáxia, muito luminoso, composto por um buraco negro rodeado por um disco de material que se precipita para o interior do mesmo. Os mais potentes têm uma luminosidade milhares de vezes superior à da Via Láctea.

Raios Gama – gama do espectro de radiação eletromagnética que compreende as ondas com maior quantidade de energia. Esta radiação é capaz de ionizar outros átomos, e , por conseguinte, desencadear mutações nos organismos vivos. A colisão dos raios cósmicos com a atmosfera da Terra é uma fonte natural de raios gama.

Raios X – tipo de radiação muito energética embora ligeiramente inferior aos raios gama. É emitida por objetos com temperaturas superiores a 1 milhão de graus Celsius. O seu estudo só é possível a partir do espaço, uma vez que a atmosfera do nosso planeta absorve-os.

Sol – A nossa estrela, no centro do Sistema Solar, é uma esfera quase perfeita de plasma e a fonte de energia mais importante da vida na Terra. É uma anã amarela que se formou há aproximadamente 4600 milhões de anos. Está na sua fase de sequência principal, realizando a fusão do hidrogénio que acumulou durante a sua formação, e aí permanecerá durante outros 4500-5000 milhões de anos.

Tempestade geomagnética – perturbação temporária da magnetosfera da Terra provocada por uma onda de vento solar ou por uma nuvem de campo magnético que interage com a nuvem do nosso planeta. Por vezes, pode ter efeitos palpáveis na Terra, como as auroras visíveis a latitudes mais distantes dos pólos do que o habitual.

Tempestade solar – definição utilizada para referir tanto as fulgurações solares, especialmente intensas, como as ejeções de massa coronal. Estes fenómenos podem ter curta duração de poucos minutos a algumas horas. Os seus efeitos na Terra, contudo, podem fazer-se sentir durante dias ou semanas.

Vento solar – corresponde a partículas carregadas principalmente eletrões e protões, expelidas a partir das camadas mais altas da atmosfera do Sol. Provoca inúmeros efeitos no Sistema Solar devido à sua interação comas magnetosferas dos planetas que o constituem.

Zona de habitabilidade – conjunto de distâncias a uma estrela ou ao centro de uma galáxia em que as condições são apropriadas para permitir o aparecimento de vida. No primeiro caso, é o lugar onde a temperatura permite a existência de água líquida na superfície dos seus planetas. No segundo, as regiões nas quais a formação de planetas rochosos é mais provável.

Fontes Consultadas: 

https://www.researchgate.net/project/Exoplanets-2

https://www.researchgate.net/profile/Margarita_Safonova

Maciço dos Hospitais e Tonalitos

A Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa-Morena é a segunda maior unidade geológica do Maciço Ibérico (sendo a ZCI a maior), ficando entre as zonas Centro-Ibérica, a nordeste, e Sul-Portuguesa, a sudoeste. É uma unidade muito complexa e que tem suscitado polémica relativamente à definição dos seus limites e das suas subdivisões principais, ao estabelecimento de correlações estratigráficas, à interpretação do significado geodinâmico de algumas unidades e ao reconhecimento, ou negação, da existência de testemunhas de um ciclo orogénico pré-varisco, foto 1.

Mapa 1

Foto 1 –A evolução geodinâmica da ZOM pode ser separada em dois grandes ciclos: ciclo precâmbrico e ciclo paleozóico. O Precâmbrico pode ser subdividido em duas fases distintas, uma pré-orogénica e outra sin-orogénica. No ciclo do Paleozóico, por sua vez, podem ser consideradas uma fase de “rifting” intracontinental (Câmbrico), uma fase de margem continental passiva (Ordovícico – Devónico) e uma fase sin-orogénica varisca (essencialmente, ao longo do Carbónico). Tanto no contacto com a ZCI, no limite norte, como com a ZSP, a sul, foram  encontradas evidências da presença de zonas de sutura, testemunhando o fecho de antigos oceanos.

Domínios da Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa Morena é bastante mais complexa que zonas contíguas do Maciço Ibérico, possuindo uma grande heterogeneidade paleogeográfica, metamórfica e tectónica. Foi, por isso, compartimentada em diversos sectores com características tectonoestratigráficas distintas. Com base nos trabalhos geológicos, Foto 2,  apresenta a seguinte divisão para ZOM:

  • Domínio da Faixa Blastomilonítica;
  • Domínio de Alter do Chão – Elvas;
  • Domínio de Estremoz – Barrancos;
  • Domínio de Évora – Beja;
  • Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches.

Évora mapa.jpg

Foto 2 – Diferentes domínios da ZOM.  O Domínio de Évora-Beja distingue-se dos restantes pela grande abundância de maciços plutónicos variscos. Estes corpos ígneos são de composição essencialmente granitóide, no Maciço de Évora, e básica, no Maciço de Beja. Neste domínio, podem encontrar-se os afloramentos mais contínuos do Proterozóico e Paleozóico inferior, nos quais ficaram registadas duas fases de deformação varisca. Para sudoeste, observa-se com importância progressivamente maior uma fase de deformação precoce, acompanhada de um evento metamórfico de alta pressão, relacionado com a instalação do Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches. O tipo de metamorfismo é geralmente de baixo grau, embora ocorram alguns complexos com características de baixa pressão – alta temperatura, com graus metamórficos médio a alto.

Magmatismo

A ZOM, sendo uma unidade tectono-estratigráfica independente, tem características de magmatismo distintas das zonas envolventes. O plutonismo difere do da ZCI pela relativa abundância de intrusões básicas e intermédias, pela menor dimensão das intrusões e pelo intervalo alargado de tempo em que ocorreu magmatismo, do Neoproterozóico ao Pérmico superior.

Esta atividade magmática extensa foi dividida em três episódios principais, relacionados com os ciclos tectónicos do Neoproterozóico e do Paleozóico. Assim, podem classificar-se os episódios magmáticos como pré-variscos, variscos e pós-variscos.

Magmatismo varisco

Na parte espanhola da ZOM, o magmatismo varisco mais bem conhecido encontra-se representado por um conjunto de plutões nas unidades do Anticlinal de Olivença e na faixa metamórfica de Aracena.

Em Portugal, o magmatismo varisco da ZOM aflora em três grandes zonas: Maciço de Beja, Maciço de Évora e Maciço do Nordeste Alentejano.   Tanto no Maciço de Évora (ME) como no Maciço do Nordeste Alentejano, o magmatismo varisco está representado por um grande número de plutões de granitóides sin e tardi a pós-cinemáticos.

O Maciço de  Évora é composto por uma grande variedade de maciços plutónicos implantados no Carbónico inferior. Predominam os tonalitos e granodioritos, os quais são frequentemente acompanhados por granitos, mas também se regista a presença de corpos gabro-dioríticos. Este último aspeto sugere uma participação mantélica na génese do plutonismo. A associação de granitóides com rochas de proveniência mantélica pode significar um período de extensão crustal. A maioria destes plutões foi afetada pela segunda fase de deformação varisca, como é o caso dos maciços de Évora – S. Manços, Divor, S. Miguel e Redondo e, consequentemente, apresentam “gnaissosidade”.

Maciço dos Hospitais

Nas proximidades de Montemor-o-Novo, ocorre um conjunto de afloramentos tonalíticos, sendo o mais importante o de Hospitais. Estes tonalitos ter-se-ão instalado entre as duas fases principais de dobramento varisco. O Maciço de Hospitais é um corpo plutónico elíptico, orientado na direção WNW – ESE. É intrusivo no complexo gnaisso-migmatítico, apresentando uma foliação moderada coplanar com os gnaisses e migmatitos envolventes, devido a uma cristalização sin-tectónica, Foto 3.

Évora mapa 1

Foto 3 – Maciço de Évora e a localização do Maciço de Hospitais,  constituído essencialmente por tonalitos, embora pareça estar geneticamente relacionado, quer com rochas gabróicas, quer com rochas mais ácidas, aflorantes em zonas próximas.

Corresponde a um corpo ígneo tonalítico homogéneo.

Frequentemente é possível observar uma foliação (WNW-ESE, pendente para NE ou subvertical) marcada pelo alinhamento de minerais máficos (biotite e anfíbola) e de encraves dioríticos.

O Maciço dos Hospitais, Foto 3, relaciona-se geneticamente com pequenas intrusões gabróicas, localizadas entre Évora e Montemor-o-Novo, através de processos de diferenciação e cristalização fracionada a partir de magmas básicos calco-alcalinos, que evoluem para líquidos magmáticos intermédios com composições tonalíticas. No entanto, também é considerada a hipótese de um contributo crustal, embora limitado, na evolução dos magmas básicos para magmas intermédios, Foto 4.

Tonalito - esquema (Montemor-o-Novo)

Foto 4Tonalito e a classificação de Albert Streckeisen. No esquema proposto, a representação do modo utiliza os diagramas triangulares. Os três componentes definidores de um destes diagramas podem corresponder à totalidade de um sistema definido a três componentes ou a parte de um outro, mais complexo que necessita então de adequada representação gráfica, diferente desta. Q – engloba o quartzo e outros polimorfos de sílica eventualmente presentes; A – reúne todos os feldspatos alcalinos presentes na rocha (ortóclase, microclina, albite, sanidina, ortóclase e pertites); P – reúne todas as plagióclases com exceção da albite, isto é, as sódico-cálcicas, as calco-sódicas e a cálcicas (oligóclase, andesina, labradorite, bytownite e anortite). O Tonalito é um plutonito essencialmente feldspático com plagioclase calco-sódica, biotite, horneblenda e algum quartzo.

Mesoscopicamente, o tonalito do Maciço dos Hospitais apresenta anisotropia forte marcada pela alternância de bandas predominantemente félsicas com bandas máficas (com cerca de 2 – 5 mm de espessura) e pela orientação preferencial dos cristais subédricos de plagioclase. A textura é equigranular, sendo a dimensão típica dos grãos minerais de 2 a 3 mm. Os minerais primários mais abundantes são a plagioclase (por vezes, intensamente sericitizada ou saussuritizada), o quartzo, a horneblenda verde – castanha e a biotite (tipicamente, muito alterada), Foto 5.

Maciço dos Hospitais

Foto 5 – Fotos do Tonalito do Maciços dos Hospitais em Montemor-o-Novo. Este Maciço dos Hospitais, situado perto de Montemor-o-Novo, corresponde a um corpo plutónico elíptico com cerca de 13 km de comprimento e 7 km de largura, alongado segundo a direção WNW-ESE e concordante com a orientação regional das estruturas variscas.

O Maciço de  Évora é composto por uma grande variedade de maciços plutónicos implantados no Carbónico inferior como é o caso do Maciço dos Hospitais. Predominam os tonalitos e granodioritos, os quais são frequentemente acompanhados por granitos, mas também se regista a presença de corpos gabro-dioríticos. Este último aspeto sugere uma participação mantélica na génese do plutonismo.

Fontes consultadas:

ARAÚJO, A. (1995) – Estrutura de uma Geotransversal entre Brinches e Mourão (Zona de Ossa Morena): Implicações na Evolução Geodinâmica da Margem Sudoeste do Terreno Autóctone Ibérico. Tese de Doutoramento, Universidade de Évora.

Moita P. 2007. Granitóides no SW da Zona de Ossa Morena (Montemor-o-Novo –
Évora): Petrogénese e Processos Geodinâmicos. Tese de Doutoramento, Universidade
de Évora.