Categoria: Geologia

Bacia Cenozóica do Tejo e Sado (Parte 2)

A primeira parte deste percurso no Miocénico de Lisboa pode ser consultado aqui.

No Miocénico Inferior, Lisboa localizava-se no litoral, junto a um mar quente e pouco profundo onde cresciam corais e colónias de briozoários. Em terra existiam pântanos com águas estagnadas, pobres em oxigénio, o que inibia os processos de decomposição biológica, favorecendo  conservação de matéria orgânica.

À beira rio (há 24 milhões de anos – Rua Virgílio Correia)

No Miocénico Inferior, Lisboa localizava-se no litoral, junto a um mar quente e pouco profundo onde cresciam corais e colónias de briozoários.

Em terra, existiam pântanos com águas estagnadas onde a matéria orgânica era conservada. Com o recuo da linha de costa, provocado pela descida do nível do mar, instalou-se um clima mais continental, com influência fluvial. Estes rios depositavam arenitos, ricos em micas provenientes das regiões montanhosas graníticas a Nordeste, Diaporama 1.

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Diaporama 1Areolas da Estefânia. As Areolas da Estefânia são constituídas por areias finas, siltosas, micáceas (areolas), de cores vivas, argilas silto-arenosas e arenitos mais ou menos consolidadas. Há níveis ricos em ostras. O termo “areola” é usado na geologia portuguesa para referir um arenito fino, argilo-micáceo, amarelado e pouco coeso, do Miocénico da região de Lisboa.

Há 17 milhões de anos o mar recuou (Quinta do Lambert)

No Miocénico Inferior existia neste afloramento um ambiente marinho, pouco profundo, ideal para a formação de calcários, ricos em fósseis de moluscos, algas e corais.

Com a descida do nível do mar estes terrenos ficaram emersos e percorridos por rios, ladeados de praias fluviais e planícies aluviais onde pastavam rinocerontes (Gaindatherium) e parentes próximos dos atuais elefantes (Prodeinotherium). Além destes mamíferos, existem nestas areis fósseis de répteis e de peixes de água doce, salobra e marinha, o que denuncia a proximidade da linha de costa, Diaporama 2.

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Diaporama 2 – As areias desta praia fluvial corresponde à fase regressiva da sequência deposicional. É representada por areias amarelas fluviais, com seixos rolados, e argilas arenosas com vegetais e ostras. Sobre estes níveis podem observar-se areias, em parte eólicas, associadas a finos leitos de argila, podendo corresponder a dunas litorais e ambientes deltaicos.

Do Rio ao mar (Há 16 milhões de anos)

Este afloramento da Rua Capitão Leitão, datado do Miocénico Médio apresenta na base um registo de ambiente fluvia com praias e campos de dunas, onde pastavam rinocerontes primitivos.

Esta unidade é constituída por areias feldspáticas e fluviais incoerentes ou fracamente cimentadas, às vezes grosseiras e compactas, com estratificações entrecruzadas e intercalações argilo-margosas. Estas areias contêm importante fauna de vertebrados, restos de vegetais, conchas de moluscos, etc.. No entanto são os ostreídeos (Ostrea crassíssima) em abundância, que caracterizam esta unidade, chegando a formar níveis lumachélicos, de grandes dimensões, que podem atingir os 50 cm, Diaporama 3.

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Diaporama 3 –  Neste afloramento é possível observar estratos intensamente bioturbados. A bioturbação (slide 6  e 7) corresponde ao conjunto de modificações no arranjo estrutural de um sedimento devidas à atividade de seres vivos, com destaque paraos vermes e crustáceos. As lumachelas que ocorrem neste afloramento correspondem a calcário bioacumulado essencialmente formado por ostras.

Com a subida do nivel do mar, a linha de costa aproximou-se, instalando-se aqui um estuário. Neste estuário, sobre a areia onde vermes e crustáceos escavavam galerias formaram-se grandes bancos de ostras.

A Bacia do Tejo teve origem na reativação de fraturas variscas, na dependência das quais se formaram fossas com orientação dominante NE-SW. Inicialmente preenchidas por sedimentos continentais no Paleogénico, sofreram interdigitação sucessiva de sedimentos continentais e marinhos no Neogénico. No Miocénico registaram-se várias transgressões e regressões.  O Atlântico invadiu a bacia no início do Miocénico. A partir de então, a sedimentação na região de Lisboa e da Península de Setúbal ocorreu na interface oceano-continente, com oscilações da linha de costa dependentes das variações do nível do mar e dos efeitos da tectónica.

O enchimento e evolução da Bacia do Baixo Tejo foi um processo complexo e os afloramentos/geomonumentos aqui apresentados são apenas pequenas imagem desta evolução durante o Cenozoico.

Referências:

http://www.cm-lisboa.pt/viver/ambiente/geomonumentos

http://metododirecto.pt/CNG2010/index.php/vol/article/download/234/376

https://run.unl.pt/bitstream/10362/4724/1/CT_14_32.pdf

https://www.researchgate.net/publication/274138668_Os_Perissodactilos_e_Artiodactilos_Fosseis_da_Bacia_do_Baixo_Tejo_Portugal

 

 

 

 

 

 

 

Bacia cenozóica do Tejo e Sado

Existe um percurso de Geomonumentos onde é possível compreender a evolução geológica ocorrida no Cenozoico nesta bacia na região de Lisboa. Nesta primeiro “post”  é feita uma introdução da Bacia Cenozóica do Baixo Tejo e Sado na cidade de Lisboa. Dois afloramentos marcam o início do registo da História desta bacia : a Quinta da Granja e o afloramento da Rua Sampaio Bruno.

Do ponto de vista geológico, a cidade de Lisboa localiza-se na Orla Meso-Cenozóica ocidental, nas bacias denominadas Bacia Lusitaniana e Bacia Cenozóica do Baixo Tejo e Sado, Figura 1.

Mapa

Figura 1 – Carta Geológica do Concelho de Lisboa. Enquadramento geológico da Bacia do Baixo Tejo e Sado. Esta bacia sofreu subsidência ao longo de todo o Cenozoico, controlada essencialmente por movimentos de importantes acidentes tectónicos. A subsidência foi compensada pelo preenchimento com materiais do Paleogénico ao Quaternário, que de uma forma geral se apresentam um pouco deformados, subhorizontais, ou afetados por dobramentos com grande raio de curvatura, ou balançamentos suaves. Destes materiais fazem parte a Formação de Benfica (Paleogénico) constituída por depósitos continentais detríticos, a Série Miocénica e os depósitos do Quaternário.

O conjunto do Complexo Carbonatado Cenomaniano e do CVL foram depositados em ambientes de transgressão e regressão, devido às oscilações do nível do mar durante o Mesozoico. Na área da cidade de Lisboa, destes sedimentos estão apenas representados os materiais do Cenomaniano e do Neocretácico.

Os restantes sedimentos foram depositados na Bacia Cenozóica do Baixo Tejo e Sado, que se encontra orientada segundo a direção NE-SW e cuja sua morfologia corresponde a uma depressão tectónica complexa que começou a desenvolver-se no soco varisco e em formações mesozoicas do bordo ocidental da Fossa Lusitaniana, durante o Paleogénico (Eocénico-Oligocénico) evoluindo de forma coesa, como um todo, ao longo do Terciário, onde está preservado um enchimento sedimentar Cenozóico predominantemente detrítico de origem continental.

Série Miocénica

A Série Miocénica, que assenta na maioria dos casos, sobre a Formação de Benfica, mas também sobre o CVL, corresponde no seu conjunto, à sedimentação ativa continua, acompanhada por constante subsidência, ocorrida na zona vestibular do Tejo, e atinge no total cerca de 300 m de espessura. Esta é constituída por uma alternância de areias, areolas, argilas e calcários, em porções variáveis, contendo importantes fósseis de animais e plantas, que permitem caracterizar a idade dos materiais e o ambiente em que estes se depositaram. Posteriormente às camadas da Série Miocénica existe uma lacuna durante quase todo o Miocénico superior e esta lacuna termina com as camadas do Pliocénico, que não se encontram representadas na área de cidade de Lisboa. O Quaternário é caracterizado, de uma forma geral, por um movimento regressivo não contínuo, com paragens, avanços e recuos sucessivos do mar, que deram origem à deposição de materiais a cotas cada vez mais baixas. Durante estas oscilações, ocorreu a regressão grimaldiana que colocou o nível do mar bastante mais baixo que o atual e escavou a foz dos rios. Seguiu-se-lhe a transgressão flandriana, que colocou o nível do mar onde se encontra atualmente.

Quinta da Granja – Camadas de Prazeres (24 milhões de anos)

Esta unidade (Camadas de Prazeres) é constituída por argilitos, argilitos siltosos, argilitos margosos, margas e calcários. Nos níveis mais argilosos deste afloramento existem, frequentemente, vegetais incarbonizados, cristais de marcassite e gesso, Foto 1. As Argilas de Prazeres marcam o início da transgressão, já que o Oligocénico é efetivamente de caráter continental. Dá-se então, durante a primeira ingressão do mar, a formação de um golfo pouco profundo, seguindo-se durante uma expansão deste golfo até à região de Almeirim, deixando a região de Lisboa submersa.

Foto 1 – Aqui era uma Pântano. No Miocénico Inferior a região de Lisboa era baixa, plana e alagadiça (pântano). A ténue ligação a mar promovia a existência de águas estagnadas, pobres em oxigénio, o que inibia os processos de decomposição biológica, favorecendo a conservação de matéria orgânica. Estas condições levaram à formação de níveis carbonosos, negros, e de níveis argilosos de cor acinzentada.

Aqui foi uma plataforma recifal – Rua Sampaio Bruno (23 milhões de anos)

Datado do Aquitaniano (Miocénico Inferior) este afloramento materializa o fundo marinho de uma plataforma recifal. É possível observar um calcário argiloso onde se destacam concreções carbonatadas (saliências) que correspondem a colónias semi-esféricas de briozoários. O regime de agitação marinha da época levava a que estas colónias se movimentassem em vaivém, por rolamento nos fundos, à semelhança do que sucede com os sedimentos, conduzindo ao aspeto de estratificação entrecruzada visível no afloramento, Diaporama 1.

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Diaporama 1 –  Os briozoários correspondem a um Filo de animais aquáticos, filtradores, quase que exclusivamente coloniais e sésseis. O nome do Filo – Bryozoa (do grego bryon: musgo; zoon: animal) está relacionado com a forma de algumas colónias, que crescem sobre o substrato formando uma cobertura uniforme como um tapete, de modo similar a algumas plantas e musgos. O grupo, entretanto, apresenta uma grande diversidade de formas e habitat, atingindo centímetros ou poucos milímetros de comprimento. Porém, independente do tamanho das colónias, estas são formadas por unidades funcionais e independentes, denominadas zooides, que medem cerca de 0,5 mm de comprimento. As colónias de briozoários são polimórficas, formadas por zooides de morfologias distintas de acordo com suas funções. Estes animais são geralmente abundantes e componentes importantes dos ecossistemas aquáticos, sobretudo marinhos, desde águas rasas até zonas profundas.

De um registo sedimentar em ambiente pantanoso passamos a um ambiente de um fundo marinho de plataforma recifal. Tudo indica que este registo sedimentar foi o resultado de importante subida do nível do mar, evidenciada pela presença de calcários bioacumulados e bioedificados, resultado de sedimentação em profundidades variadas, maioritariamente profundidades pequenas, em águas quentes, agitadas e bem oxigenadas.

Fontes consultadas: 

  • Almeida, F. M. & Almeida, I. Moitinho. (1997) – Contribuição para a atualização da Carta Geológica do Concelho de Lisboa. VI Congresso Nacional de Geotecnia.
  • Almeida, F. M. (1986) – Carta Geológica do Concelho Lisboa, à escala 1: 10 000. Serviços Geológicos de Portugal.
  • Antunes, M. T. & Pais, J. (1983) – Climate during Miocene in Portugal and is evolution. Paléobiologie continentale.
  • Teixeira, C. & Gonçalves, F. (1980) – Introdução à Geologia de Portugal. Instituto Nacional de Investigação Científica, Universidade de Lisboa.

 

 

Mar Cenomaniano em Lisboa.

Passear num mar cenomaniano no centro de Lisboa, entre calcários margosos, vestígios de recifes de rudistas e terminar o dia nas escoadas basálticas do Complexo Vulcânico de Lisboa.

A Bacia Lusitaniana, que se situa na faixa ocidental do continente euro-asiático, apresenta inúmeros vestígios de atividade tectónica, nomeadamente no que diz respeito à história da abertura do Atlântico Norte, aquando da fragmentação da Pangeia, durante a era Mesozoica.

A Bacia Lusitaniana encontra-se orientada segundo a direção NNE-SSW e tem aproximadamente 250 km de comprimento por 100 km de largura, com uma espessura máxima de sedimentos de cerca de 4 km. A evolução tectónica e sedimentar da região, acompanhada por variações do nível do mar, com consequente variação de paleoambientes, originou uma geodiversidade assinalável, Foto 1.

Mapa 1

 

Foto 1 – Na área da cidade de Lisboa, destes sedimentos estão apenas representados os materiais do Cenomaniano e do Neocretácico. Destes materiais fazem parte o Complexo Carbonatado Cenomaniano e o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL).

O Cenomaniano encontra-se afetado por falhas e dobras, acompanhadas de intenso diaclasamento observável, por exemplo, no vale de Alcântara e na região de Monsanto. O Geomonumento Parque da Pedra é um dos locais onde podemos observar os calcários margosos resultantes dos sedimentos depositados nesta área da Bacia Lusitaniana.

As unidades aflorantes são a Formação de Caneças, calcários margosos e margas (“Belasiano”), do Cenomaniano médio, com espessura de cerca de 45 m e a Formação de Bica, calcários cristalizados com rudistas e calcários apinhoados com Neolobite vibrayeanus (“Turoniano”), do Cenomaniano superior, com espessura que varia entre 40-50 m. O termo “Belasiano” foi proposto para designar um andar regional definido por Choffat (1885) e tem a sua origem na vila de Belas, na região de Lisboa, Diaporama 1.

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Diaporama 1 – Afloramento do Parque da Pedra em Lisboa.

No início do Cretácico Superior o nível global dos oceanos subiu e o mar invadiu grande parte das terras emersas. Na atual região de Lisboa era uma um mar pouco profundo, de águas quentes, propícias à sedimentação de organismos produtores de estruturas de natureza calcária e de vasas da mesma natureza. A este mar pouco profundo chegavam também argilas que deram origem a bancadas de calcários margosos (calcários com argilas). Sobre os calcários margosos da Formação de Caneças estão depositados os Calcários cristalizados com Rudistas da Formação de Bica, Foto 2.

Cenomaniano (Esquema)

Foto 2 – Formação  de Bica,  calcários  cristalizados  com  rudistas  e  calcários  apinhoados  com  Neolobite  vibrayeanus (“Turoniano”),  do  Cenomaniano  superior,  com  espessura  que  varia  entre  40-50  m.  Afloramento na Avenida Duarte Pacheco.

Na Formação de Bica é possível observar fósseis marinhos, sendo muito abundantes os Rudistas, lamelibrânquios (moluscos) coloniais, construtores de bancos recifais. Os  basaltos  do Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL),  assentam  sobre  estes  calcários  cenomanianos  e  são,  de  uma forma  geral,  afetados  pelas  mesmas  estruturas,  embora  em  contato discordante,  devido  à erosão  e  à  carsificação  dos  calcários. Este contacto discordante pode ser observado na Pedreira de Colaride.

Toda esta enorme biodiversidade acabou por desaparecer no final da Era Mesozoica (há 65 Ma) na segunda maior extinção em massa ocorrida na Terra.

Bacia do Douro e a Falha da Vilariça

A Ibéria, posicionada entre as placas euroasiática e africana, tem-se deslocado para oriente devido à progressiva abertura do Atlântico. A partir do Cretácico Superior, o regime distensivo iniciado no Triásico foi substituído por fases compressivas devido a colisão entre aquelas duas placas, levando à abertura de bacias sedimentares, orientadas genericamente E-W a NE-SW. Assim, durante o Cenozoico a Ibéria sofreu intensa deformação compressiva intraplaca que provocou dobramento litosférico e, depois, formação de pequenas bacias de desligamento. É atualmente aceite que a litosfera ibérica foi deformada por compressão máxima, genericamente orientada segundo N-S. Contudo, desde o Miocénico final esta terá rodado para NNW-SSE a NW-SE.

Em Portugal continental o auge da compressão atingiu-se a meados do Tortoniano (há cerca de 9-9,5 Ma, dando-se início ao soerguimento de importantes volumes montanhosos, tais como a Cordilheira Central Portuguesa (2000 m de altitude) e as Montanhas Ocidentais Portuguesas.

No Miocénico final e no Zancliano, sob clima temperado quente e muito contrastado, a sedimentação foi endorreica (drenagem fluviar dirigida para uma zona interior, normalmente um lado) e expressa por leques aluviais no sopé das escarpas de falhas ativas, principalmente falhas inversas NE-SW a ENE-WSW e desligamentos NNE-SSW e WNW-ESE. No Placenciano (Pliocénico Superior), o clima temperado quente tornou-se muito húmido e a partir do Gelasiano, progressivamente mais frio e seco. Desenvolveu-se rede hidrográfica exorreica (dirigida para o mar), precursora da actual. Formaram-se vales fluviais largos nas áreas montanhosas e deram-se numerosas capturas de bacias endorreicas interiores. No Plistocénico, a continuação do soerguimento tectónico regional e os períodos com baixo nível do mar foram determinantes no progressivo encaixe da rede hidrográfica e no desenvolvimento de capturas fluviais.

Na região de Trás-os-Montes, as rochas sedimentares cenozóicas que cobrem o substrato antigo são testemunhos de um sistema de drenagem mais antigo do que o atual, enquadrado na Bacia Terciária do Douro. São vestígios de um paleossistema fluvial, representado por paleovales escavados no substrato pré-mesozoico. Estes paleovales foram posteriormente cobertos por sedimentos variados, que testemunham condições tectónicas e climáticas do Cenozóico.

A Formação de Bragança, Foto 1, constitui testemunho, no sector proximal, da paleorede fluvial que drenava em direção à Bacia cenozóica do Douro. Admite-se como sendo essencialmente miocénica.

Falha da Vilariça-4a

Foto 1 –  Afloramento em talude de estrada, no interflúvio entre o rio Azibo e a ribeira de Salselas, com depósitos cenozóicos da Formação de Bragança. Estes sedimentos estão relacionados com os de Castro Roupal, já que ambos testemunham a mesma paleodrenagem. São visíveis falhas que afetam os sedimentos, relacionadas com o acidente Bragança-Vilariça-Manteigas (BVM). Mapa de localização dos afloramentos de Cenozóico relacionados com o sector proximal da Bacia do Douro em Portugal. 1 – Depressão de Bragança; 2 – Depressão de Macedo de Cavaleiros; 3 – Depressão da Vilariça; 4 – Depressão da Longroiva; 5 – Depressão de Mirandela; 6 – (Paleovale de) Silva; 7 – (Paleovale de) Atenor.

Formação de Bragança

Formada por dois membros com alternâncias de conglomerados, areias e argilas, Foto 2,  onde se evidencia a resposta a estímulos tectónicos relacionados com rejogo da falha da Vilariça ao longo do Neogénico. Estes sedimentos tiveram origem em leques aluviais que alimentavam as fácies mais próximas de um modelo fluvial principal, de carácter entrançado, de baixa sinuosidade e que drenava para Este no sentido da Bacia Terciária do Douro (idades entre o Miocénico Superior e o Pliocénico Inferior).

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Foto 2 – Depósito de alternância de conglomerados, areias e argilas da Formação de Bragança (Miocénico) afetadas pelo rejogo da Falha da Vilariça.  O registo histórico na Falha da Vilariça, é, ainda visível em pequenas fraturas nos depósitos Pliocénicos-Plistocénicos, designados na Ibéria por “rañas”. Estes depósitos desimentares tipo “rañas” são excelentes para a viticultura, mercê, de perderem humidade na estiagem e permitirem a boa maturação da uva.

A Falha da Vilariça

A falha da Vilariça, que se desenvolve entre Bragança, Vilariça e Manteigas, corresponde a um grande acidente tectónico, com uma extensão de 250 km. Esta falha, ainda que de baixa atividade sísmica, e foi em tempos atrás responsável pelo sismo de 1858, que destrui a vila de Moncorvo. Associado ao movimento da falha ocorreu o levantamento de blocos (num modelo do tipo push-up) como as Serras de Bornes (1199 m) e a Serra da Nogueira (1320 m) e o abatimento de outros, como as depressões de Santa Combinha, Macedo de Cavaleiros ou da Vilariça,  Figura 1.

Falha Manteigas-Vilariça-Bragança

Figura 1 – A falha de Manteigas-Vilariça-Bragança é uma das grandes estruturas tectónicas do NE de Portugal. Corresponde a uma falha de desligamento esquerdo, com uma direção NNE-SSW e comprimento aproximado de 220 km que afeta o soco Varisco.

No segmento central de Vilariça atinge-se o valor máximo de 9 km de desligamento, resultado de várias fases de movimentação desde a orogenia Varisca até à atualidade, dos quais 1 km se atribui ao Pliocénico superior a Quaternário. A atividade Plio-Quaternária da falha é evidenciada por uma expressão geomorfológica regional marcada e pela presença de sedimentos recentes falhados, tal como se pode observar neste afloramento. Estudos geomorfológicos têm evidenciado vários indicadores de atividade quaternária nesta falha que corroboram a cinemática de desligamento esquerdo: escarpas de falha bem definidas e retilíneas, estruturas compressivas, defleção esquerda do rio Douro e de drenagens menores quando cruzam a falha, drenagens sem cabeceira, rejeição de terraços fluviais, alinhamentos de formas com morfologia em sela, facetas triangulares e vales lineares. Estes indicadores permitiram aos geólogos estimar uma taxa de desligamento para o Quaternário entre 0.2 e 0.5 mm/ano.

Fontes utilizadas para texto e esquemas (consultados em 19/08/2018): 

Rinoceronte Lanudo

Companheiro inseparável do mamute-lanudo, esta espécie apresentava um tamanho semelhante ao rinoceronte-branco-africano, podendo medir mais de quatro metros de comprimento, Foto 1.

Rinoceronte Lanudo (Museu de HN de Estugarda)

Foto 1 – O Rinoceronte-lanudo tinha um chifre nasal comprido e encurvado, aplanado dos lados como um sabre.  Fóssil (resto ou vestígio de seres vivos  que viveram no passado e foram preservados de forma natural até aos nossos dias) do crânio de um rinoceronte-lanudo no Museu de História Natural de Estugarda (Alemanha).

Achados na Sibéria confirmam que o corpo do rinoceronte-lanudo, tal como o do mamute, estava coberto por uma espessa camada de pêlo. Os molares e pré-molares, com coroas altas e complexas retracções no esmalte, encontravam-se adaptados a uma dieta à base da vegetação herbácea da estepe, muito abrasiva.

Nas grutas de Jou Puerta e a Rexidora nas Astúrias (Espanha) foram descobertos vestígios deste animal o que confirma a sua presença na Península Ibérica durante o Plistocénico.

Viagem à biodiversidade do Cenozoico (aqui)

Fonte : National Geographic – Julho 2018

 

 

Slump ou dobras sin-sedimentares

O que é um slump?

É uma estrutura sedimentar de deformação pós-deposicional que pode ocorre desde a escala centrimétrica a quilométrica. A designação é atribuída a um depósito subaquático, constituído por uma grande massa de sedimentos que desliza pela acção da gravidade ao longo de taludes e se deforma internamente durante o movimento, Foto 1.

Esquema

Foto 1 – As estruturas de deslizamento subaquático são frequentemente utilizadas como critério de polaridade vertical, pois mostram um grau de deformação crescente para o teto, bem como um truncamento das estruturas antiformas, também para tecto.Sin-sedimentar, diz-se de qualquer fenómeno que acontece simultaneamente com a sedimentação de materiais.

Estas massas adquirem frequente formas bem características, como dobras deitadas, anticlinais e sinclinais assimétricos. Associam-se-lhes, por vezes, fenómenos de brechificação de sedimento, originando blocos de dimensões variáveis, podendo ocorrer falhas. O plano axial da dobra, habitualmente posiciona-se  , paralelamente à inclinação do talude.

Os slumps nas fotografias que se seguem foram tiradas num afloramento da Praia da Mareta (Algarve – Portugal.  Parte da geologia visitada nesta praia pode ser consultada num post anterior (clique aqui) . Os slumps observados ocorrem em rochas do Caloviano (Jurássico médio).

Enquadramento geológico

A Praia da Mareta está localizada numa província geológica denominada Bacia Meso-Cenozóica. Esta bacia (também designada Bacia Algarvia) tem 150 km de comprimento e 13 a 30 km de largura apresenta uma orientação E-W. Atendendo à diversidade geo-paisagística e ao coberto vegetal consideram-se três grandes unidades fisiográficas/geomorfológicas: a Serra (formações do Paleozóico), o Barrocal (formações do Mesozóico) e o Litoral (formações Meso-Cenozóicas). Os depósitos sedimentares do Mesozóico são contemporâneos da bacia Lusitânica (Orla Ocidental) e terão sido depositados durante a abertura do oceano de Tethys e Atlântico, sofrendo uma inversão do regime tectónico, fenómeno este induzido pela colisão das placas Africana e Euro-asiática no Cretácico superior.

Nas arribas da praia da Mareta encontram-se expostas duas séries de formações diferentes: a série sedimentar quase completa do Jurássico médio e parte da série sedimentar do Jurássico superior. Estas duas séries encontram-se separadas por uma discordância erosiva, separando o Caloviano (Jurássico médio) do Oxfordiano (Jurássico superior).

A Praia da Mareta situa-se na sub-bacia ocidental onde a sedimentação permaneceu contínua durante todo o Liásico médio e superior (Jurássico médio), com fácies de plataforma aberta margo-carbonatada. Após a lacuna erosiva do Aaleniano (Jurássico médio), voltou a verificar-se sedimentação carbonatada no Bajociano (Jurássico médio), (176 a 170 Ma), mas agora com o desenvolvimento de uma pequena barreira de construções recifais, que separava ambientes de fácies lagunares, a Norte, de ambientes francamente marinhos, a Sul.

O Caloviano (Jurássico médio) é representativo de um regime de sedimentação mais distal, de maior profundidade, sobre o qual assenta em discordância o Oxfordiano (Jurássico superior). São também notáveis nos níveis margosos do Caloviano as estruturas de escorregamentos sin-sedimentares (slumps).

Fotos de slumps na Praia da Mareta (Jurássico médio)

Slump (Praia da Mareta) (42)

 

Slump (Praia da Mareta) (28)

 

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Fontes consuladas do texto e esquema:

Mamute lanudo

Os mamutes são um grupo extinto de elefantes do género Mammuthus, cujos antepassados migraram de África há cerca de 3,5 milhões de anos, espalhando-se pela Eurásia e adaptando-se a um domínio caracterizado por matas, savanas e estepes. O mais conhecido destes proboscídeos (do grego proboskis – tromba) é o mamute-lanudo (Mammuthus primigenius), parente próximo dos elefantes atuais e com aproximadamente o mesmo tamanho, foto 1.

Foto 1

Foto 1 – Uma equipa de cientistas conseguiu sequenciar o código genético do mamute lanudo. Esta equipa estraiu e analisou o DNA do mamute usando uma nova técnica que funciona mesmo com pequenas quantidades de osso fossilizadas. O DNA mitocondrial é particularmente útil para estudar relações evolutivas entre as diferentes espécies. O DNA mitocondrial é transmitido pela linha materna com poucas, mas regulares, mudanças, dando uma visão sobre o passado da espécie em questão. Na foto, a filogenia da família dos elefantes e uma reconstituição do Mamute Lanudo no Museu de História Natural, Estugarda (Alemanha) –  Staatliches Museum für Naturkunde Stuttgart.  

O registo fossilífero mais antigo é do Plistocénico médio (Era Cenozoica), há mais de 400 mil anos, provavelmente no nordeste da Sibéria. O mamute-lanudo encontrava-se perfeitamente adaptado ao frio, com uma camada de pêlo bastante densa. Como muitos dos mamutes ficavam frequentemente enterrados em sedimentos, no caso da Sibéria estes congelaram e muitos dos restos mortais sobreviveram até à época contemporânea no permafrost (solo permanentemente gelado, Foto 2.

Foto 2

Foto 2 – O conjunto de processos que conduz à formação de um fóssil a partir de um organismo denomina-se de fossilização e é um caminho complexo, que pode demorar milhões de anos e que ocorre apenas em condições favoráveis. As águas calmas facilitam a estabilidade e a cobertura do corpo do animal por camadas de sedimentos muito finos que o preservam no seu interior. Com o tempo os sedimentos transformam-se em rocha e o corpo fossiliza. Nesta jazida fossilífera a fossilização ocorreu por mineralização, processo que, por alteração ou por adição de minerais, origina material petrificado dos restos biológicos de natureza orgânica ou biomineralizada. Os restos fossilizados resultam da substituição das partes moles e duras por matéria mineral. Localização de afloramentos com jazidas de mamutes no estado de BadenWürttemberg (Alemanha). 

No tempo dos mamutes crescia uma vasta pradaria árida designada de “estepe dos mamutes”, que se estendia desde a Península Ibérica até à Kamachatka atravessado a ponte terrestre de Bering até ao Alasca e grande parte da América do Norte.

Ervas compridas, ervas de folha larga e arbustos rasteiros da estepe forneciam alimento nutritivo, alimentando uma diversificada megafauna mamífera e exuberantemente peluda de enormes dimensões. Eram ecossistemas com populações de rinoceronte-lanudo, os gigantescos bisontes-de-chifres-longos e os grandes carnívoros como os tigres-dentes-de-sabre e as hienas-das-cavernas. Esta associação faunística viveu num ambiente frio e árido, cuja vegetação era dominada pela vegetação herbácea (a tundra-estepe ou estepe do mamute).  De toda esta megafauna, o mamute-lanudo é sem dúvida o animal mais emblemático das glaciações quaternárias. A fauna do mamute-lanudo nunca se estabeleceu por completo na Península Ibérica mas há registos arqueológicos e paleontológicos ibéricos, sobretudo a norte, na cordilheira Cantábrica e na Catalunha.

Um Europa selvagem que desapareceu

A Europa do Plistocénico, povoada por esta macrofauna, alterou-se drasticamente no fim da última glaciação há cerca de 12 mil anos, quando quase todas as espécies de grandes mamíferos desapareceram. A maioria dos especialistas concorda que este empobrecimento faunístico resultou de dois fatores combinados: por um lado o aquecimento climático, produziu uma mudança profunda da vegetação e, consequentemente o desaparecimento do habitat (local onde vive um ser vivo) dessas espécies.  Por outro lado a  expansão do Homo sapiens exerceu uma pressão considerável sobre as populações destes animais, talvez já debilitadas pela redução do seu habitat, empurrando-as finalmente para a extinção.

Viagem à biodiversidade do Cenozoico (aqui)

Fontes consultadas: 

Esquema da foto 1 – http://journals.plos.org/plosbiology/

National Geographic – Julho 2018