Cidades de informação geológica – Triásico (Alemanha)

No fim da Era Paleozoica (251 milhões de anos) os continentes ficaram reunidos numa só massa continental, a Pangea, com as consequentes modificações do clima, das correntes e dos ecossistemas marinhos. O nível do mar baixou e ocorreram episódios de vulcanismo gigantescos na China e na Sibéria. Aumentou o teor de dióxido de carbono na atmosfera e ocorreu a libertação de metano dos fundos marinhos. A conjugação destas alterações dos fatores abióticos da Terra terá desencadeado o efeito de estufa de grandes proporções com consequente aumento da temperatura. Este aumento da temperatura na água do mar foi responsável pela diminuição do teor de oxigénio na atmosfera e nos mares. Existem também suspeitas de um mega-impacte meteorítico que terá ocorrido na Antártica.

O Triásico é o primeiro período da Era Mesozoica. No começo desta Era inicia-se a fragmentação do supercontinente Pangea. Emerso fica sujeito à ação dos agentes de geodinâmica externa e assim submetido a uma forte erosão. Na periferia da Cadeia Varisca recém formada as fraturas herdadas das últimas fases de deformação, sujeitas a forças distensivas durante o Pérmico (último período do Paleozoico) formam-se bacias continentais nos blocos abatidos da crosta continental. Pequenas bacias assim formadas vão ser os locais onde os sedimentos resultantes do desmantelamento da cadeia varisca irão ser depositados no início do Triásico, Foto 1.  O clima árido e quente do início da Era Mesozoica, com chuvas esporádicas e torrenciais vão originar depósitos detríticos formados essencialmente por seixos e areias. As rochas sedimentares são assim geradas em ambientes muito próprios e conservam indicadores das condições desses ambientes. Caracteres texturais, mineralógicos, químicos, paleontológicos e estruturais permitem definir o ambiente de sedimentação e de formação das rochas. Estas características constituem a fácies da rocha.

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Foto 1 –  Localização da “Europa” durante o início do Mesozoico com a formação de bacias sedimentares com sedimentos detríticos (Clastic sediments). Os fenómenos extensivos associados à fraturação da Pangea terão levado a que os terrenos Variscos entrassem num processo de rifting. Este regime extensivo generalizado terá originado a formação de bacias de sedimentação onde se terão depositado espessas sequências de idade mesozóica. Os primeiras sequências constituem as designadas “Buntsanstein” que no território atual de Portugal podem ser observadas na região de Aveiro e na Costa Vicentina e Bacia Algarvia.

Estas rochas de idade triásica de características detríticas que ocorrem em todo o continente europeu foram inicialmente designadas de “Buntsandstein” (do alemão “arenitos coloridos”). É com esta designação que ficaram conhecidos no continente europeu as rochas sedimentares detríticas localizadas nas bordaduras do Orógeno Varisco, Foto 2.

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Foto 2 – Castelo da cidade alemã de Heidelberg.  A grande maioria dos monumentos da cidade fora edificados com o arenito vermelho do Triásico (Buntsandstein).

A formação deste tipo de sedimentos terrígenos  partir da erosão do relevo é um processo bastante rápido à escala geológica.  Após o encurtamento da cadeia de montanhas, a pressão litostática exercida sobre o manto subjacente aumenta, provocando o afundamento da sua raiz. Como consequência, a parte superior da montanha que, simultaneamente é sujeita à ação dos fatores externos (meteorização e erosão), sofre extensão induzindo estiramento e fraturação, formando falhas normais. Este colapso orogénico, que a cadeia de montanhas fica sujeita no final da orogénese  vai gerar sedimentos que são depositados nas bacias sedimentares do Triásico, Foto 3.

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Foto 3 –  Buntsandstein é um antigo termo alemão, equivalente ao Triásico inferior germânico, detrítico (terrígeno), de fácies continental. Castelo de Nuremberga (Alemanha) edificado com arenitos do Triásico apresenta na base um afloramento destas rochas constituindo um geossítio de referência para as rochas Buntsandstein na região alemã da Baviera.

Observando as sequências de estratos na base destas bacias  observamos a presença de conglomerados e arenitos com depósitos de argilito no topo, indicando assim uma diminuição da energia dos rios devido à diminuição do declive do relevo varisco sujeito a erosão. Nesta sequência de “Buntsanstein” há estratos de conglomerados sobre os estratos argilosos indicando um rejuvenescimento do relevo provocado por novos levantamentos isostáticos o que proporciona mais energia fluvial para erodir, transportar e sedimentar os balastros. Sobre estes novos estratos  de arenitos e argilitos são depositados quando a rede hidrográfica diminui o seu pendor e a capacidade de erosão e transporte diminui, foto 4.

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Foto 4  – Castelo de Heidelberg (Alemanha). Estratificação entrecruzada nos arenitos vermelhos (Buntsandstein). Esta estratificação (entrecruzada) é característica das rochas sedimentares detríticas médias (areias) e finas (pelitos), marcados pela existência de lâminas de deposição oblíquas ao plano de sedimentação principal, no geral e em princípio, horizontal. Tem grande importância na reconstituição de paleocorrentes.

 A história da Terra é marcada pelo desenvolvimento de diferentes ciclos de acreção-dispersão dos continentes que modelaram continuamente a superfície do planeta, envolvendo respetivamente movimentos convergentes e divergentes entre as placas litosféricas. Nos limites convergentes o processo de colisão é responsável pelo espessamento progressivo e exagerado da crosta ao edificar relevos exagerados. Este processo construtivo de relevos é contrariado pela erosão e colapso da cadeia orogénica com a génese e preenchimento de bacias sinorogénicas ou tardi-orogénicas localizadas ao longo do limite convergente (fossa)  ou na placa sob a qual se processa a subducção e também, por detrás do arco magmático (bacia marginal).  Os fragmentos de crosta que sofreram esta amalgamação podem formar um grande continente como foi o caso da Pangea no final do Paleozoico. Esta enorme massa continental afetada por um intenso estiramento induzido pela ação das correntes divergentes de convexão mantélica sofreu fragmentação e alguns desses fragmentos ficaram isolados por crescimento de nova costa oceânica, constituindo um puzzle de pequenas bacias marinhas que podem evoluir para oceanos separando diversos continentes. Durante o Triássico assistimos na aual Europa à formação destas “pequenas bacias” com deposição inical de sedimentos resultantes da erosão do orógeno formado durante o Paleozoico – o Orógeno Varisco.

Álbum de formações Buntsandstein na Europa (clique) 

 

O nascimento do Atlântico Norte

A Bacia Lusitaniana, localizada na margem ocidental Ibérica e cuja formação se encontra associada à abertura do Atlântico Norte é uma bacia de rifte considerada como uma estrutura integrante de um conjunto de bacias.  É uma pequena bacia, sensivelmente alongada segundo o eixo norte-sul, Foto 1, limitada a oeste pelo horst varisco (granítico e metamórfico) da Berlenga, e a este pelo acidente tectónico Porto-Tomar. Esta bacia apresenta um enchimento sedimentar desde o Triásico até ao Cretácico.

Bacia Capa

Foto 1 –  A evolução tectónica da Bacia Lusitaniana está condicionada pela distensão mesozoica relacionada com a abertura do Atlântico Norte, na proximidade do Atlântico central, domínios oceânicos distintos separados pela Zona de Falha de Açores – Gibraltar (ZFAG). Esta constitui limite transformante entre placas que, numa fase inicial do ciclo alpino, ou seja da rotura da Pangeia, separou dois grandes continentes, a Laurásia a norte e a Gondwana a sul.

Na Bacia Lusitaniana a sedimentação triásica, constitui a base do seu enchimento.  O Jurássico Inferior apresenta uma sedimentação carbonatada característica de ambientes marinhos. Os afloramentos triásicos podem ser observados nos afloramentos de Eirol (Aveiro) e Praia do Telheiro (Vila do Bispo), por exemplo.

Jurássico Inferior

A base do Jurássico é marcada na Bacia Lusitaniana (tal como na Algarvia) por uma sedimentação siliciclástica de grão fino com algumas intercalações dolomíticas e evaporíticas (Formação de Dagorda). Esta formação, de idade mesozoica (Hetangiano) e depositada em ambiente lagunar controlado por condições áridas. Este registo é  sobreposto pelas formações que podem ser observadas na zona de São Pedro de Moel (Leiria), Foto 2.

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Foto 2 –  A região de São Pedro de Moel constitui um dos principais setores de estudo no que se refere ao Jurássico Inferior no contexto da Bacia Lusitaniana. Zona de elevada beleza paisagística, apresenta uma linha de costa com falésias ricas em rochas carbonatadas datadas do Sinemuriano ao Toarciano. Da base para o topo podemos encontrar afloramentos das Formações de Coimbra, Água de Madeiros e de Vale das Fontes. Formações importantes também devido ao seu potencial de geração de hidrocarbonetos.

Com exeção do Hetangiano (Formação de Dagorda), o Jurássico inferior mostra uma sedimentação carbonatada, onde se diferenciam as Formações de Coimbra, Água de Madeiros e Vale das Fontes.

A Formação de Coimbra compõe a base do enchimento da bacia, registando uma sedimentação preferencialmente calcodolomítica perdendo verticalmente (e lateralmente) a sua expressão dolomítica. A deposição processou-se num ambiente marinho restrito, tal como é evidenciado pela ocorrência de fácies dolomíticas microbianas. O desapareciemento desta fácies como o incremento de uma fauna de macroinvertebrados marinhos (essencialmente bivalves), resulta de um aumento gradual do nível do mar que tem a sua expressão mais margosa e mais rica em matéria orgânica e em amonóides. Nesta formação ocorrem na base, estromatólitos, Foto 3.

Estromatólitos 1

Foto 3 – Os estromatólitos são estruturas laminares resultantes da acção de cianobactérias, em mares quentes e pouco profundos. Os estromatólitos são, hoje, residuais no planeta.

Os estratos que constituem a Formação de Coimbra e que podem ser observados nas Praia Velha e da Concha (S. Pedro do Moel), indicam variações de paleoambientes entre o meio marinho pouco profundo, geramente restrito, chegando mesmo a solobro, e o meio marinho por vezes mais aberto.

A 4,5 km a sul de S.Pedro de Moel, entre a praia de Polveira e a Praia do Ouro é possível observar nas falésias o registo da evolução deste primeiro estádio da evolução da Bacia Lusitaniana com um aumento da profundidade deste Atlântico Norte jovem, Foto 4.

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Foto 4 – Praia do Ouro.  A série Sinemuriana da Bacia Lusitaniana corresponde a sedimentação de carácter gradualmente mais marinho, representando as unidade da região ocidental o pólo distal do sistema de rampa de baixa energia que caracterizou todo o Jurássico. Nesta zona da bacia e no Sinemuriano superior, a Formação de Coimbra, maioritariamente calcária, evolui de marinha confinada a marinha aberta, com registo do primeiros amonóides. Na Praia Pedra do Ouro, os afloramentos são da Formação de Vale das Fontes, do Pliensbaquiano.  Na Bacia Lusitaniana a Formação de vale das Fontes corresponde a um dos principais intervalos estratigráfics ricos em matéria orgânica como extensão bacinal e potencialmente geradores de petróleo.

A Formação de Água de Madeiros que se restringe apenas ao setor oeste da Bacia Lusitaniana, tem natureza marinha e é constituída por alternância de calcários e margas ricas em matéria orgânica, Foto 6.

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Foto 6 –  Riqueza em matéria orgânica (a escuro) de alguns horizontes da Formação de Coimbra, associada à atividade microbiana, demonstra ligação destes ecossistemas e a produção de elevadas quantidades de matéria orgânica em sistemas deposicionais de fácies marinhas rasas.

Ao longo do Jurássico Inferior firmou-se o ambiente deposicional marinho com a abertura da rampa carbonatada ao meio marinho.  A partir do Jurássico Médio, sobretdo ao longo do Bajociano, o sistema deposicional acusou uma tendência regressiva relativa na bacia, sendo materializada por fácies de pequena/média profundidade. Para o final do Jurássico Médio estabeleceu-se uma tendência transgressiva cujas fácies coincidem com uma subida eustática do nível do mal no iníco do Caloviano. Ao longo do Caloviano estabeleceram-se condições regressivas que se estendera à base do Jurássico Superior e assinalam um hiato à escala da bacia. Corresponde a uma descontinuidade associada a uma lacuna estratigráfica que afeta o Caloviano terminal e o Oxfordiano inferior, com exposição da plataforma. Este evento marca o topo do 1º ciclo deposicional da bacia. No contexto tectono-sedimentar da Bacia Lusitaniana encontram-se definidos outros ciclos deposicionais entre o Jurássico Superior e o Cretácico.

Fontes :

Click to access 83_1753_ART_CG14_ESPECIAL_I.pdf

Click to access 6_ART_CG13_ESPECIAL_I_Editores_FINAL_corr3.pdf

Click to access 3_ART_CG13_ESPECIAL_I%20_Editores_FINAL_corr4_ult3.pdf

Click to access 7_ART_CG13_ESPECIAL_I_Editores_FINAL2_corr2.pdf

Click to access Disserta%C3%A7%C3%A3o_Mestrado_Nadi_Ribeiro.pdf

 

 

Parque Nacional de Calanques

A história da Terra está escrita nas suas rochas, as quais fornecem indícios de acontecimentos de um passado distante, pistas sobre a origem das rochas que afloram no Cabo Croisette (Parque Nacional de Calanques), a sul da cidade francesa de Marselha.

Mesozoico

Há uns 250 milhões de anos o supercontinente Pangea começou a fraturar. Toda esta região durante o Mesozoico correspondia a uma bacia e sedimentação do Mar de Tétis.  Este “mar” foi o percursor do atual Mar Mediterrâneo.

Parte dos sedimentos depositados nesta bacia correspondem aos calcários que afloram no Cabo Croisette. Nas rochas que afloram neste maciço, Foto 1, encontram-se vestígios de Rudistas. Estes são um grupo de lamelibrânquios (Moluscos cuja concha consistia em duas partes) extinto, que viveram no tempo dos Dinossáurios. Eram frequentes em ambientes tropicais, pouco profundos como os existentes na região do Mar de Tétis (percursor da atual região mediterrânea) durante o período de tempo do Jurássico Superior ao Cretácico (160 a 66 Ma).

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Foto 1 – O maciço Marseilleveyre é formado por calcários (calcarenitos com rudistas de fácies urgoniana de idade cretácica (inferior). Os sedimentos terão sido depositados há aproximadamente 110 – 120 milhões de anos.

Estes fragmentos, Foto 2, terão sido transportados de um “banco de rudistas” localizado mais a este e misturados nesta região da bacia com a vasa carbonatada.  A interpretação das sequências de estratos, de estruturas e o conteúdo fossilífero permitiu aos geólogos desvendar aspetos da história geológica, nomeadamente, sobre as condições  ambientais reinantes aquando da sua formação, isto é, sobre o seu paleoambiente. Os rudistas podem ser considerados fósseis de fácies e fósseis de idade uma vez que permitem caracterizar os ambientes do Mar Tétis durante o Jurássico Superior e Cretácico Superior e indicarem a idade geológica dos estratos onde são encontrados.

Rudistas

 

Foto 2 – Na zona do Cabo Croisette podem observar-se calcários com fragmentos de rudistas transportados durante as tempestades e depositados na vasa carbonatada depositada nos fundos da bacia de sedimentação.

Cenozoico

No final do Cretácico, a abertura do Atlântico sul implicou a deriva da placa Africana para norte e a mudança da trajetória da microplaca Ibéria, formando a cadeia montanhosa que hoje liga a Península Ibérica ao continente europeu, os Pirenéus. Esta movimentação da placa africana esteve também na origem da formação da Cadeia Alpina. O sudeste do território francês foi assim empurrado devido à colisão com a placa Ibéria para norte e todos estes sedimentos litificados que constituem o Cabo Croisette foram deformados  e posteriormente exumados durante o Cenozoico, Foto 3.

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Foto 3 –  Durante o Cenozoico, mais concretamente no Paleogénico (na transição Eocénico-Oligocénico) ocorre a primeira fase compressiva (Fase Pirenaica) da Orogenia Alpina. Durante esta fase ocorre a deformação das séries sedimentares formadas durante o final do Mesozoico. A deformação observada nos estratos que afloram no Cabo Croisette terá decorrido entre os 38  e 28 milhões de anos.

Modelado Cársico

A água desempenha um papel essencial na dinâmica terrestre. À superfície, por ação dos agentes da geodinâmica externa, os minerais das rochas transformam-se, originando outros minerais, hidratados. A presença desta água e as condições de temperatura vão permitir transformações geomorfológicas características destas regiões calcárias – modelado cársico.  Nas regiões calcárias ocorrem com frequência fenómenos de dissolução, evidenciados nas redes de diáclases, mais ou menos profundas e extensas. Junto a estes sulcos, encontram-se, em geral, depósitos argilosos. Pelas diáclases, infiltram-se facilmente  águas de escorrência que, se forem ácidas, vão alargando o tamanho dessas fendas. Em consequência deste processo, formaram-se no maciço calcário de Calanques, em profundidade, túneis e cavernas de grandes dimensões, vulgarmente designados por grutas. Este processo descrito – carsificação – ocorreu num período de tempo em que o nível médio as águas do jovem Mar Mediterrâneo era baixo. Durante o processo de enchimento do Mediterrâneo a subida do nível do mar submergiu grande parte deste relevo, que pode agora ser visitado através de mergulho subaquático.

Álbum do Parque Nacional de Caranques pode ser consultado aqui.

 Fontes:

Hydrologie et géologie

https://fr.wikipedia.org/wiki/Massif_de_Marseilleveyre

Click to access Chartreuse.pdf

 

Zonas litorais e a ocupação antrópica

As zonas litorais constituem um valioso recurso natural, insubstituível e não renovável, do qual o Homem obtém alimentos e recursos minerais, para além de serem importantes locais de lazer e turismo.

No entanto, estas zonas não são estáticas, mas muito dinâmicas. O litoral evolui, algumas formas modifica-se, mudam de posição, e outras aparecem e desaparecem. A zona litoral é a zona de transição do continente para o oceano. Nesta transição, é possível distinguir formas de erosão e de deposição, como as arribas e as praias.

A erosão resulta a ação da dinâmica das águas do mar (ondas e correntes), sobre a linha de costa. A deposição resulta da acumulação, dos materiais erodidos pelos rios, quando as condições são mais apropriadas.

São múltiplos os fatores responsáveis pela erosão costeira.

Embora alguns desses fatores sejam naturais, maioria é consequência direta ou indireta das atividades antrópicas. Os principais fatores antrópicos responsáveis pela erosão costeira e consequente recuo da linha de costa são:

  • Ocupação da faixa litoral com construções.
  • Destruição de defesas naturais, como dunas e vegetação costeira.
  • Diminuição da quantidade de sedimentos, devido à construção de barragens e/ou exploração de areias (inertes) dos rios.
  • Obras de engenharia costeira, nomeadamente as que são implantadas para defender o litoral, como, por exemplo, os quebra-mares (Foto 1).

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Foto 1 – Quebra-mar  (estruturas longitudinais destacadas, geralmente paralelas à linha de costa)). A eficácia das obras de engenharia costeira é muito discutível. Para além de serem muito dispendiosas, não resistem mais do que cinco anos sem necessitarem de reparação.

Mas há fenómenos naturais.

De entre os fenómenos naturais, aos quais o Homem é completamente alheio e que, de uma maneira geral, não pode contrariar, anular, ou modificar, destacam-se:

  • A alternância entre regressões e transgressões marinhas, como a descida e a subida do nível médio da água do mar, respetivamente;
  • A existência de correntes marinhas litorais variadas que, ao provocarem a erosão, o transporte e a deposição dos sedimentos, condicionam a morfologia da zona litoral;
  • A deformação das margens de continentes, em resultado de movimentos tectónicos que podem provocar a elevação ou o afundamento das zonas litorais.

Face aos graves problemas de erosão costeira a que certas regiões estão sujeitas, é necesário efetuar intervenções de modo a promover a proteção e defesa destas áreas. No geral há quatro formas básicas de solucionar a erosão costeira provocada pelos fatores acima referidos:

  1. Planos de ordenamento do litoral – estes planos têm como objetivos principais ordenar os diferentes usos e atividades específicas da orla costeira, classificar as praias e regulamentar o uso balnear, valorizar e qualificar praias consideradas estratégicas por motivos ambientais e turísticos, enquadrar o desenvolvimento das atividades específicas da orla costeira e, finalmente assegurar a defesa e conservação da Natureza.
  2. Adaptação – efetuar intervenções de proteção ligeira nos trechos da faixa litoral de maior importância e efetuar uma gestão costeira que tenha em atenção a elevação do nível do mar e o recuo da linha de costa. São exemplos de adaptações a estabilização de arribas e a reconstrução dunar e a alimentação artificial das praias com areia.
  3. Retirada estratégica – ou seja, desocupar a faixa costeira que previsivelmente virá a ser perturbada nas próximas décadas, transferindo para local seguro as construções mais importantes e destruindo as menos importantes. Do ponto de vista ambiental é, talvez, a solução mais correta, pois deixa a Natureza funcionar naturalmente.
  4. Proteção – ou seja, construir obras de engenharia costeira como paredões (ou enrocamentos, são estruturas longitudinais, desenvolvendo-se ao longo da praia), os esporões (são obras de proteção costeira perpendiculares à linha de costa) e quebra-mares (estruturas longitudinais destacadas, geralmente paralelas à linha de costa), que impeçam a destruição do património construído e/ou a invasão do litoral pelo mar.

No caso de um pequeno país, como Portugal (continental), com uma linha de costa de aproximadamente 900 Km, em que as principais cidades se localizam nas proximidades do mar e que, sazonalmente recebe milhares de turistas, imperativo proceder ao estudo da zona costeira e ao seu ordenamento. 

Um álbum fotográfico sobre este tema pode ser consultado neste link.

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