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.

Ocupação Antrópica 1 (São Pedro de Moel)-2

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.

Pedra de Ouro (São Pedro de Moel)-9.jpg

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.

Carvão (Jurássico - São Pedro de Moel)-3

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 :

http://www.lneg.pt/download/9581/83_1753_ART_CG14_ESPECIAL_I.pdf

http://www.lneg.pt/download/6616/6_ART_CG13_ESPECIAL_I_Editores_FINAL_corr3.pdf

http://www.lneg.pt/download/6638/3_ART_CG13_ESPECIAL_I%20_Editores_FINAL_corr4_ult3.pdf

http://www.lneg.pt/download/6619/7_ART_CG13_ESPECIAL_I_Editores_FINAL2_corr2.pdf

https://estudogeral.sib.uc.pt/bitstream/10316/20528/1/Disserta%C3%A7%C3%A3o_Mestrado_Nadi_Ribeiro.pdf

 

 

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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).

Parc national des Calanques capa (Marseille)-2

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.

Parc national des Calanques (Marseille)-18

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:

http://calanques-cassis.fr/marseille-archeologie-geologie/

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

http://laurie.bougeois.free.fr/scolarite/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).

Quebra-mar 1

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.

Braga – Cidades de informação geológica

Uma viagem ao Magmatismo e ao  Barroco de Braga. Entre os recursos geológicos e o património cultural.

O concelho de Braga localiza-se em pleno Minho, no noroeste de Portugal.

As rochas estiveram desde sempre ligadas ao património cultural, como blocos de alvenaria ou elementos decorativos diversos, integrados em edificações ou isolados. Neste post alguns dos aspetos da relação entre os estudos geológicos e o património cultural estão ilustrados.

As rochas utilizadas no património traduzem relações entre esses recursos geológicos e tendências culturais, acompanhando evoluções históricas. Nas obras mais antigas dominam os recursos locais, dada a grande importância dos processos de transporte. Consequentemente, certos objetos podem representar situações de elevado interesse histórico pelo contraste geológico com o enquadramento local, funcionando, tal como as moedas e as cerâmicas, como indicadores de movimentos de importação. Existe uma pasta que pode ser consultada para estes recursos geológicos globais (pode ser consultada a pasta geral aqui). Procuro aqui apenas dar relevo ao chamado “granito de Braga”, apesar de não serem todos os monumentos construidos com o granito escuro de Braga. Aliás na cidade de Braga é possível reconhecer a presença de outros granitos (diferentes do chamado “granito de Braga”), merecendo destaque a presença de certos granitos muito claros, Foto 1, (contrastando com o tal granito de Braga, mais escuro, acinzentado ou amarelado.

Igreja do Carmo Granito (Braga)

Foto 1 – Visão geral da fachada principal da Igreja do Carmo construída com um material granítico muito claro. Estes granitos mais claros são semelhantes a rochas que ocorrem fora da zona da cidade de Braga.

Contexto Geológico

As rochas granitóides são as que têm maior representação no concelho de Braga e estão associadas à orogenia varisca, nomeadamente a uma das últimas fases de deformação dúctil-3 (D3) distribuindo-se em faixas grosseiramente paralelas à zona de cisalhamento Vigo-Régua.

Apresentam fácies variadas,  Figura 1,  e associam-se, por vezes, a rochas de composição intermédia a básica. Podemos, então, distinguir granitos de duas micas, leucogranitos, granitos biotíticos e granodioritos, sendo dominantes os granitos essencialmente biotíticos porfiróides. Viajar no Barroco de Braga é uma viagem ao magmatismo da Orogenia Varisca nas últimas fases do chamado Ciclo de Wilson.

Granito de Braga

Figura 1 – Carta geológica simplificada de Braga. Os granitóides variscos na Zona Centro Ibérica podem ser classificados em dois grandes grupos: granitóides sin-tectónicos e granitóides tardi-pós-tectónicos. Na zona de Braga os granitos tardi-pós-tectónicos estão representados por tardi (Complexo Granítico de Celeirós – que engloba os Granitos de Celeirós e Vieira do Minho e os Granodioritos de Figueiredo; Complexo Granítico da Póvoa de Lanhoso – constituído pelos Granitos de Agrela e de Pousadela; o Complexo Granítico de Braga – de que fazem parte o Granito de Gonça, o Granito de Braga e rochas de composição gabro-grano-diorítica, considerando-se de 310-305 Ma a idade da sua instalação) e pós-tectónicos com aproximadamente 300 Ma (Granito de Briteiros).

Os granitos tardi-pós-tectónicos (Granito de Braga) são caracterizados por intrusões de dimensões batolíticas de granito porfiróide de grão médio a grosseiro biotítico ou por pequenos corpos básicos e intermédios. Ocorrem encraves microgranulares máficos, Foto1, com zonas de mistura de magmas. Ausência de deformação e foliação de fluxo magmático concordante com contactos são outra das características destes granitóides.

Granito (Braga)-34

Foto 1 – Granito biotítico, com rara moscovite, porfiróide ou de tendência porfiróide e de grão médio a fino. Os minerais essenciais são o quartzo, a biotite e o feldspato, apresentando-se este último sob a forma de megacristais. A cor cinzenta azulada é devida ao elevado teor em biotite, que se estima visualmente entre 15 e 20 %. Para além de quartzo, feldspato e biotite podem ser encontrados outros minerais, como zircão, ilmenite, moscovite, epídoto, torite e uraninite. O granito de Braga apresenta encraves microgranulares máficos, com dimensão variável entre 2 a 30 cm e forma circular, elíptica ou ovalada.

Os encraves microgranulares máficos, Foto 1,  revelam composição minerológica diferente da dos granitos hospedeiros, mas em que a biotite é o único máfico presente. Estes dados apoiam a hipótese de que os encraves resultaram de um magma com composição distinta (mais máfica) do magma que originou os granitos hospedeiros. Assim, a hipótese mais provável é a de que os granitos de Braga terão uma origem ígnea que resultou da cristalização de dois magmas associados, o magma granítico e outro máfico, Figura 2. Os encraves microgranulares representarão “gotas” de magma máfico transportadas pelos líquidos graníticos aquando da sua ascenção para níveis superiores da crosta.

Granito (Braga)-32

Sem Título-4

Foto 2 e Figura 2 – Presença de xenólitos migmatíticos e possível interpretação do processo de hibridização de magmas.  A migmatização dos níveis crustais profundos terá ocorrido durante o adelgaçamento crustal durante a Fase extencional D2 (335Ma). A ascensão dos granitóides (granito de Braga) terá ocorrido durante o estádio final do regie transcorrente atingindo o seu nível de instalação após D3.

 

Um passeio pelos monumentos da cidade de Braga permitem através da observação do património compreender  as relações entre os recursos geológicos e tendências culturais, acompanhando evoluções históricas.

Para consultar o álbum clique aqui.

Fontes consultadas:

https://www.researchgate.net/publication/284760616_Origem_e_instalacao_de_granitoides_variscos_na_Zona_Centro-Iberica

https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1342937X05707334

https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/002449379490040X

https://www.researchgate.net/publication/229305184_U-Pb_zircon_and_monazite_geochronology_of_post-collisional_Hercynian_granitoids_from_the_Central_Iberian_Zone_Northern_Portugal

https://www.researchgate.net/publication/234447957_Variscan_calc-alkaline_plutonism_in_Iberia_Northern_Portugal_petrogenesis_and_distribution_in_space_and_time

 

 

 

Pterossauros semelhantes a pterodáctilos

Os Pterossauros foram das criaturas mais estranhas do nosso planeta ao longo de 162 milhões de anos, Foto 1.

Rhamphorhynchus muensteri (esquema)

Foto 1 – Rhamphorhynchus muensteri era um pterossauro caracerístico do final do Jurássico. Este fóssil aparece no registo geológico de calcários mesozóicos germânicos.

Estes colossos alados ainda são um mistério para a comunidade científica, mas as últimas descobertas revelaram mais dados sobre a sua morfologia, dieta e comportamento.

Pterossauros

Foi este nome comum dado ao primeiro fóssil descoberto no século XVIII na Baviera pelo naturalista Cosimo Collini que o interpretou como sendo um animal aquático.

George Cuvier faria anos mais tarde a correção ao trabalho de Collini, afirmando tratar-se de um réptil voador e não um animal aquático como tinha sido classificado. Cuvier além de ter feito a correção da classificação deste fóssil deu início também ao estudo deste grupo de répteis voadores, que ele designou de Pterodáctilos (do grego “ptero”, asas e “dáctilo”, dedos).

Cuvier e os seus discípulos estudaram os  fósseis dos calcários mesozóicos da Baviera (Alemanha) mas também obtiveram mais dados a partir  de outras jazidas de fósseis no território francês e sobretudo das jazidas existentes no Reino Unido.

Uma nova vaga de descobertas teve lugar nas últimas décadas do século XX e início do século atual a partir de estudos paleontológicos realizados nas jazidas de Pterossauros no continente asiático.  Os fósseis descobertos na China no Brasil revelaram novas e surpreendentes formas, tamanhos e características fisiológicas. Alguns paleontólogos suspeitam que centenas de espécies de pterossauros poderão ter vivido em simultâneo, dividindo entre si os habitats, à semelhança das aves atuais.

As conceções científicas sobre os pterossauros têm sido muito diversificadas. Por exemplo, o formato do bico dos pterossauros poderá ter variado em função das alterações alimentares.

Os primeiros pterossauros terão surgido há aproximadamente 230 milhões de anos, durante o Triásico (Era Mesozoica), descendendo de répteis terrestres, fortes e leves, imagem 1. Adaptados a correr e a saltar para caçarem as suas presas num ambiente em mudança, as mutações, recombinação genética e lenta alteração do fundo genético das populações em cada um dos ecossistemas da Pangea permitiu o aparecimento de novas espécies.

árvore

Imagem 1 – Possível linha evolutiva dos Pterossauros. São um grupo de répteis voadores mas não são Dinossáurios. Também não apresentavam penas.

Os pterossauros devem ter começado por planar e, depois por lenta evolução, dezenas de milhões antes das aves e morcegos, tornaram-se os primeiros a praticar o voo sustentado.

Nesta lenta evolução, muitas espécies parecem ter evoluído para voar e dominar o meio aéreo do Mesozoico. Mas, ao longo do Mesozoico algo acabou por tornar os pterossauros vulneráveis. Talvez a fonte de alimento de que dependiam tenha desaparecido na extinção do final do Cretácico, há 66 Ma. Ou talvez a sua evolução para tamanhos tão gigantescos tenha tornado este grupo de répteis vulnerável, enquanto as aves mais pequenas tivessem vantagens adaptativas e conseguido sobreviver e evoluir durante a catástrofe do final do Mesozoico.

Independentemente das causas, os pterossauros desapareceram.

Link para um álbum de fotos de Pterosauros.

Fontes consultadas:

https://en.wikipedia.org/wiki/Pterosaur

https://pterosaur.net/origins.php

National Geographic – Novembro de 2017 “Gigantes dos Céus”.

 

 

Terreno – pequenos restos de litosfera

Os modelos do  ciclo  de Wilson,  utilizados  nos  primórdios  da  Tectónica de Placas  continham um modelo de movimento com vetores ortogonais. Os vetores caracterizam-se por uma direção, um sentido e um comprimento. Durante muitas décadas o movimento das placas foi considerado ortogonal, “orthos” do grego significa reto (90) e “gonia” que significa ângulo.

Hoje sabemos que a geometria dos movimentos de placas com  colisões  ortogonais  e  de  extensões  simétricas,  entre  a América  e  a  África  e  a  Europa,  tal como é representada nos manuais escolares, figura 1, é bastante simplista.

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Figura 1 – Representação dos movimentos das placas com os respetivos vetores (representados a vermelho), ortogonais relativamente à direção geral dos limites divergentes.

Com  efeito,  as  modernas  reconstruções  paleogeográficas  revelam  importantes  complexidades, tais  como o movimento rotacional  das  placas  associado a  diversos  tipos  de  limites,  em  que se destacam  os transformantes,  obrigatórios  num  globo  tridimensional.  Também  as  alterações  que  as  placas  litosféricas sofrem  vão  variando  ao  longo  do  tempo,  como  a  velocidade  do  seu crescimento,  surgindo  novas  fronteiras ao longo do tempo geológico, como  as  dorsais  oceânicas  e  as  zonas  de  subducção.

O que é um “terreno”?

A evidência  de  que  a  movimentação  das  placas  e,  por  conseguinte,  dos  continentes,  se  faz  de  modo essencialmente oblíquo,  veio  alicerçar  o  conceito  de  terreno.  O  termo  terreno  é,  em  geral, aplicado  a  uma  área  que  possui  geologia  distinta,  apresentando  formações  estratigráficas,  rochas  intrusivas, depósitos  minerais  e  história  tectónica  que lhe confere características  especiais  e diferentes  das  dos terrenos  adjacentes.

Evidências  de  terrenos,  com  características  diferentes, nomeadamente  paleoclimáticas  e  limitados  por  falhas,  suportaram  a  ideia  de  que  os mesmos terão  derivado a partir  de  outras  latitudes  ou de  locais  mais  próximos,  onde  registaram  dados  de  uma  diferente  história geológica.

Três  etapas  podem  ser  descritas na  história  de  um  terreno:  amálgama,  acreção  e  dispersão.

  1. a amálgama  tectónica  resulta  geralmente,  da  aproximação  de  um  continente  a  outro  através  de  uma  zona  de falha,  usualmente  com  movimentação  oblíqua;
  2. a  acreção  acontece  quando  um  terreno  adere  à  margem  de um  continente.
  3. a  dispersão  dá-se normalmente,  também  por  movimentação  oblíqua,  através  da qual,  os terrenos  acrecionados  sofrem  fracturação  predominantemente  por  desligamentos.

O exemplo  mais  próximo  de uma  amálgama  de diferentes  terrenos  é o  Maciço  Ibérico,  que terá  resultado  de diversas  acreções  durante  as  orogenias  cadomiana e  varisca, figura 2.

Terreno

Figura 2 – Unidades estruturais de 1ª ordem (terrenos) e de 2ª ordem (zonas) nos Variscidas Ibéricos.

Esta componente  oblíqua  é importante  para  se  perceber  que  os  continentes  são  amálgamas  de  continentes  mais  pequenos e restos  de  crosta  oceânica,  provenientes  de  outras  latitudes, Figura 3.

Finisterra

Figura 3 – Reconstituição paleogeográfica (300 Ma) dos terrenos afectados pela orogenia Varisca. A componente  oblíqua  é importante  para  se  perceber  que  os  continentes  são  amálgamas  de  continentes  mais  pequenos e restos  de  crosta  oceânica,  provenientes  de  outras  latitudes. Na Península Ibérica, a orogénese varisca teve início no Devónico médio e prolonga-se até ao Carbónico superior – Pérmico. Apresenta um carácter polifásico, mas o essencial da estrutura resulta de três episódios de deformação que puderam ser datados, quer pela presença de discordâncias nas zonas externas ou superficiais, seja pelas datações radiométricas de certos granitos em que se conhece bem as relações geométricas com as estruturas.

Tal como os seres vivos as placas litosféricas passam  por  um  conjunto  de  processos  que  os  vão  modificando  ao  longo  do  tempo,  que  neste  caso  abrange muitos  milhões  anos.

Para o Terreno Finisterra  que incluiu rochas metamórficas do Paleozóico inferior e/ou Precâmbrico foram definidas  seis unidades tectonoestratigráficas: a Unidade de Lourosa, a Unidade de Pindelo, a Unidade de Espinho, a Unidade Arada, a Unidade de Albergaria-a-Velha/de Sernada do Vouga e a Unidade de São João-de-Ver, Foto 1.

Pode ser consultado o álbum das unidades tectonoestratigráficas neste link.

Migmatitos (Terreno Finisterra - Lavadores/Portugal)

Foto 1 –  Unidade de Lourosa – As rochas metamórficas que a constituem são granitos gnaissificados, migmatitos, micaxistos por vezes granatíferos e anfibolitos. Dada a diferenciação estrutural e litológica patente pelas rochas desta unidade, diferenciou a
em duas subunidades, separadas, grosso modo, por um antiforma, de direcção geral NW-SE, marcado pelo afloramento de rochas graníticas em Santa Maria da Feira.

Fontes consultadas e origem das imagens: 

Silva, J. B. (1989). Estrutura de uma Geotransversal da Faixa Piritosa: zona do Vale do Guadiana. Estudo da Tectónica pelicular em regime de deformação não coaxial. Tese de doutoramento. Universidade de Lisboa.

Silva, J.; Pereira, M. & Chichorro, M. (2013). Estrutura das áreas internas da Zona Sul Portuguesa, no contexto do Orógeno Varisco. In R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha e J. Kullberg (Eds.) Geologia de Portugal. Lisboa: Livraria Escolar Editora.

http://www.drillingformulas.com/earth-structure-and-plate-tectonic/

http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2006TC002058/pdf

 

 

 

 

Cratões – “caixas negras” do planeta Terra

Cratões: Partes relativamente estáveis da litosfera continental e que não foram envolvidas nas orogenias do Fanerozoico (Paleozoico, Mesozoico e Cenozoico).

À luz do conhecimento atual, os cratões são entendidos como partes diferenciadas da litosfera continental, caracterizadas por possuírem espessas e antigas raízes mantélicas, Figura 1.

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Figura 1 – Principais afloramentos da crosta continental de idade Arcaica (2500 – 4000 Ma). Os minerais mais antigos que se conhecem na Terra são zircões detríticos com idades de 4300-4400 Ma. Ocorrem em rochas com “apenas” 4400 Ma, em Jack Hills, na Austrália ocidental. O zircão é um mineral que se forma tipicamente em rochas ácidas (graníticas), portanto já evoluídas. Por outro lado, as proporções dos isótopos de oxigénio que existem nestes cristais sugerem que eles se tenham com intervenção de água líquida, o que por sua vez levanta a possibilidade de existência de oceanos.

O desenvolvimento do conceito de “cratão” constitui uma das mais interessantes páginas da aventura da Terra. São as mensagens mais antigas registadas em rochas terrestres.

A constatação de que nos continentes existiam regiões caracterizadas por longa estabilidade tectónica partiu de simples observações de campo e ao longo de décadas de estudo são hoje interpretadas  com um sólido suporte de dados provenientes de vários ramos das geociências, Figura 2.

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Figura 2 – Localização das rochas de idade Precâmbrica. As rochas mais antigas são os gnaisses de Acasta (Norte do Canadá) com 3960 Ma, cuja composição granítica e tonalítica evidencia já derivação a partir de materiais marcadamente evoluídos, possivelente de uma crosta primitiva de composição basáltica. Estas relíquias de litosfera continental não afectada por orogenias Fanerozoicas formaram-se no Eon Arcaico. O período de tempo anterior ao início do Arcaico, chama-se Hadeano, do nome do deus grego dos infernos, Hades. Este nome resulta da grande instabilidade e catastrofismo que deverá ter dominado esta fase incipiente da vida do planeta e que provavelmente continou durante o Arcaico e talves o Proterozoico.

O que faz de um cratão um cratão é a sua constituição.

São pedaços da litosfera continental, Foto 1, diferenciados desde o Arcaico (com uma idade de 2500 a 4000 Ma). De forma subtil os cratões têm registado os acontecimentos importantes que os continentes seus hospedeiros têm sofrido ao logo dos diferentes Ciclos de Wilson.

Granito e diorito (MHNBerlim)

Foto 1 – Contacto de granito com um diorito (porção mais escura). Nas zonas mais profundas da litosfera continental ocorre a formação de rochas graníticas associadas a rochas de composição mais básica como os dioritos. A abundância de rochas de composição granítica, desde o início do Arcaico conhecido, sugere que a diferenciação do material siálico foi muito precoce. A enorme escassez de rochas terrígenas, contudo, sugere que a crosta de tipo continental começou por ser fina e imersa, e lateralmente muito extensa, possivelmente cobrindo todo o globo. O arrefecimento progressivo terá permitido subducção de materiais siálicos até profundidades cada vez maiores e, como consequência, é possível que a crosta continental tenha vindo a diminuir de volume, do Arcaico até aos nossos dias.

A antiguidade dos cratões e geodiversidade tornam estes “pedaços”, documentos importantes onde está registada a memória do nosso planeta. O conjunto dos “cratões” terrestres podem ser entendidos como uma “caixa negra” da nave Terra.

Assim se formou a crosta continental (ver post aqui)

Fontes:

http://www.geologia.ufc.br/wp-content/uploads/2016/02/geologia-do-continente.pdf

http://www.aulamagna.pt/agenda/09-11/aventura-terra-planeta-evolucao-terra-primitiva-e-origem-vida-ciclo-conferencias

https://www.researchgate.net/publication/228493356_As_escalas_da_evolucao_do_Planeta_ea_Terra_Primitiva

https://www.researchgate.net/publication/12133721_Evidence_from_detrital_zircons_for_the_existence_of_continental_crust_and_oceans_on_the_Earth_44_Gyr_ago