A Terra no centro do universo

A conceção geocêntrica do Universo deve ser atribuída a Platão, embora fosse Aristóteles quem a consolidou e Eudoxo quem a dotou de um suporte matemático.

O modelo platónico pode resumir-se na existência de uma esfera enorme que rodeia o nosso planeta e fora aquilo a que vulgarmente se chama “o céu”. Esta esfera gira diariamente e, de forma independente, dá também uma volta em período anual. Como explicação da realidade, tem certamente a vantagem da simplicidade e da concordância aparente com aquilo que é possível apreciar a olho nu, sem outro espelho de medição que não sejam os nossos próprios sentidos.

O modelo de Aristóteles (384-322 a.C.) dominou durante cerca de dois ml anos depois de ter surgido. A sua conceção do cosmo baseava-se numa visão puramente filosófica. Para Aristóteles, o universo está dividido em duas partes, a região terrestre e a região celeste. Na primeira todos os seres são formados por uma combinação de quatro elementos: terra, fogo, ar e água. Pelo contrário, a parte do universo que está para lá da Lua, isto é, o Sol, os planetas e as estrelas, seria formada por uma quinta-essência: o éter.

Este éter seria uma substância pura, perfeita, claramente diferenciada dos elementos que formavam a Terra. O limite entre as duas regiões do cosmo era marcado pela Lua, de tal forma que a região terrestre devia ser chamada “sublunar” e os céus recebiam o nome de região “supralunar”. A Lua na fronteira entre ambas as zonas, era formada por essa quinta-essência, mas contaminada pela sua proximidade ao nosso planeta.

De uma perspetiva dinâmica, o estado de repouso seria conatural com a região sublunar, enquanto a região supralunar devia estar em movimento, seguindo trajetórias perfeitas, ou seja, circulares, dado que a circunferência e a esfera são figuras geométricas que encarnavam a perfeição para Aristóteles. O Sol, a Lua, as “estrelas errantes” (os planetas) e as estrelas fixas estariam encerrados e esferas de cristal compostas de éter, sem separação entre si. Numa ordem que ia da Lua às estrelas fixas, estas esferas integravam-se umas nas outras de maneira homocêntrica (ou seja, com os mesmo centro).

Escola de Atenas

Foto – A Escola de Atenas (Vaticano) . Ptolemeu, astrónomo e geógrafo, achava que a Terra era o centro do universo. Tem nas mãos o globo terrestre. Uma das obras mais conhecidas do pintor renascentista Rafael Sanzio, “Causarum cognitio”, mais conhecida como “A Escola de Atenas”, desde o século XVII, é um dos frescos mais famosos do período renascentista. Este fresco, encomendado pelo Papa Júlio II, é constituído por quatro painéis que representam a Stanza  della segnatura, local dentro do Vaticano onde o sumo pontífice despachava. A Escola de Atenas ilustra a Academia de Platão, contudo os filósofos que surgem representados identificam-se com épocas distintas, mostrando a continuidade histórica do pensamento filosófico.

No século II, Ptomeleu encontrou uma solução alternativa brilhante que permitia explicar com maior precisão os movimentos observados. Introduziu na sua conceção um modelo complexo de esferas combinadas. Além disso, postulou que, embora todos os restantes astros se movessem e redor do nosso planeta, o seu centro real seria um ponto externo à Terra. O Sol, a Lua e todos os planetas giravam sobre esse ponto com velocidade uniforme e órbitas circulares. Na realidade, o sistema ptolemaico não era geocêntrico como o de Aristóteles (a Terra no centro do universo) mas sim geostático (a Terra imóvel e os planetas a girarem à volta do equante). Esta teoria não contradizia as ideias aristotélicas. Complementava-as como uma espécie de artifício geométrico que conciliava a visão filosófica do universo com os dados experimentais.

Nota: Equante (ou punctum aequans) é um conceito matemático desenvolvido por Cláudio Ptolemeuno século II para descrever o movimento observado de corpos celestes.

Fonte: Texto adaptado de :Copérnico, o Heliocentrismo (Edição Especial) – National Geographic

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Castelo de Beja (Castelos de informação geológica em viagem I)

No reino dos Gabros

O álbum de fotos pode ser consultado em (clique na imagem)

Complexo Ígneo de Beja

Gabro

A designação de gabro foi proposta em 1768, e deriva do termo latino gaber que significa macio.
Os gabros são rochas plutónicas, melanocratas, de textura grosseira, composição básica, constituídas essencialmente por plagioclase cálcica – da labradorite à anortite, e piroxena – augite e/ou hiperstena. Podem ainda conter olivina, horneblenda, biotite e quartzo em pequena percentagem e como minerais acessórios podem apresentar apatite, granada, magnetite e ilmenite. Como modo de ocorrência podem constituir grandes lopólitos ou estruturas em anel (ring dykes) como acontece na serra de Sintra (Mafra) e em Sines.

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Imagem 1 – Castelo de Beja, edificado com rochas do Complexo Ígneo de Beja (CIB) e do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA). O CIB é essencialmente formado por rochas gabro/dioríticas.

De  entre os vários tipos de gabros, que se caracterizam por diferentes composições mineralógicas, salientam-se as terminologias associadas ao Complexo Ígeno de Beja, tais como gabro olivínico, gabro piroxénico ou gabro horneblêndico – Imagem 2.

Classificação de Gabros

Imagem 2 – Classificação das rochas “gabróicas”.

Legenda: Plagioclase (Pl); Piroxena (Px) Olivina (Ol);  Ortopiroxena (Opx) ;Clinopiroxena (Cpx);  Horneblenda (Hlb), (Streckeisen, 1976).

Gabróico é assim entendido como uma rocha intrusiva de granulometria grosseira e de afinidade com o gabro. Inserem-se neste grupo os noritos, gabronoritos, troctólitos e anortositos (Gill, 2010).

Referência também importante é o termo gabrodiorito, que ilustra o facto de coexistirem na mesma área estes dois tipos litológicos, devido a variações a nível da composição, sendo que nuns locais a rocha se revela como um diorito e noutros como um gabro.

Os dioritos são rochas intermédias, granulares, melanocratas a mesocratas, e essencialmente constituídas por plagioclase sódico-cálcica, normalmente andesina, mas também podendo ser oligoclase, e um ou mais tipos de minerais ferromagnesianos geralmente horneblenda, mas também augite e/ou biotite. O quartzo pode estar presente até cerca de 10% e o feldspato alcalino, albite, ortóclase ou microclina, até cerca de 30% da totalidade dos feldspatos. São comuns em zonas marginais associadas a gabros, rochas como granodioritos e, mais raramente, sienitos.

Enquadramento Geológico

Os gabros observados no Castelo de Beja tivera origem em afloramentos que  localizam-se no interior da peneplanície alentejana e pertencem à unidade geológica do Complexo Ígneo de Beja (CIB), incorporada na divisão morfoestrutural do Maciço Ibérico designada de Zona de Ossa – Morena (ZOM).

Complexo Ígneo de Beja (CIB)

O CIB é uma estrutura alongada com cerca de 100 km de comprimento que na região é limitada a norte pela falha de Beja (WNW-ESE) e a sul pelo carreamento de Ferreira-Ficalho.

É dividido em três unidades: a Sequência Gabróica Bandada (SGB), o Complexo de Cuba – Alvito e o Complexo dos Pórfiros de Baleizão (Imagem 3).

Enquadramento geológico do CIB

Imagem 3 – A CIB é uma estrutura alongada, constituída por rochas intrusivas, com aproximadamente 100 km de extensão, prolongando-se desde Vendas Novas, a poente, até Serpa, a nascente. Integra uma associação de rochas variadas, sendo composto por maciços gabróicos, gabrodioríticos e granodioríticos.

A SGB, datada de 340 Ma (Carbónico), é constituída por uma grande diversidade de rochas gabróicas bordejadas por dioritos heterogéneos e pode ser dividida em dois compartimentos separados pela falha de Odemira – Ávila (vulgo Falha da Messejana). Geologicamente, o compartimento oriental é caracterizado pela heterogeneidade das litologias gabróicas: gabros olivínico-piroxénicos, de textura maciça ou apresentando bandado magmático (layering), e anortositos e gabros anfibólicos.

O CIB aflora numa larga mancha com direcção NW-SE e sublinha o contacto entre o Terreno Autóctone Ibérico/ZOM e o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA) no território português. A separação do COBA do anteriormente designado Maciço de Beja foi baseada no facto do CIB não ter sido afectado pelo primeiro evento tectono-metamórfico varísco .

O CIB tem um comprimento de cerca de 100 km, com uma forma alongada e, ainda que localmente interrompido para SW, prolonga-se até à região espanhola de Castilblanco de los Arroyos.

Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA)

A zonalidade interna é bem vincada, com os diversos termos a inclinar para NE, traduzindo a inversão da sequência ofiolítica. No território português o COBA apresenta uma deformação acentuada sendo constituído por três termos litológicos evidentes e distintos:

  • Serpentinitos
  • Metagabros (flaser-gabros e metatrondjemitos)
  • Metavulcanitos básicos (metabasaltos)

Devido à ocorrência de subducção para norte, o CIB é intrusivo posteriormente à obducção, deformação, metamorfismo e instalação estrutural do ofiolito de Beja-Acebuches na sua posição actual tectonoestratigráfica, possuindo xenólitos de litótipos característicos do COBA. A sua datação isotópica forneceu um intervalo de idades entre os 337-340 Ma (Carbónico), o que implica uma idade ante-Viseana para o ofiolito de Beja – Acebuches.

FONTES UTILIZADAS:

http://www.aprh.pt/congressoagua98/files/com/164.pdf

http://www.lneg.pt/download/9732/17_2933_ART_CG14_ESPECIAL_III.pdf

https://run.unl.pt/handle/10362/10428

Carbonatitos

Carbonatito

O carbonatito é uma rocha ígnea, intrusiva ou extrusiva, constituída por 50% ou mais de minerais carbonatados.

Na designação destas rochas, deve ser tido em conta o carbonato dominante presente. Este mineral deverá adjectivar o nome da rocha (e.g. carbonatito calcitico (ou sovito), dolomítico e anquerítico, etc, são preferíveis aos termos beforsito e rauhaugito, respectivamente).

As rochas essencialmente constituídas por carbonatos de sódio, potássio e cálcio, deverão ser designadas por natrocarbonatitos (actualmente esta rocha é apenas conhecida como produto extrusivo do vulcão Oldoinyo Lengai no Norte da Tanzânia).

No caso da identificação do(s) carbonato(s) não ser possível, e a análise química de rocha total estiver disponível, os carbonatitos deverão ser classificados com base no diagrama CMF  daqui resultando quatro categorias principais:

  1. Calciocarbonatitos – com mais de 80% de CaO (calcite). Como exemplo temos o caso do sovito/sövito.
  2. Magnesiocarbonatitos – com MgO (dolomite). Como exemplo temos o caso dos Beforsitos.
  3. Ferrocarbonatitos, os quais consistem em carbonatitos que têm na sua composição fases minerais ferríferos.
  4. Natrocarbonatitos (carbonatitos alcalinos) – constituídos essencialmente por carbonato rico em sódo e potássio como nas lavas encontradas vulcão Oldoinyo Lengai no Norte da Tanzânia.

 

Classificação dos carbonatitos

Imagem 1 – A classificação de carbonatitos deve seguir a sistemática de rochas ígneas proposta pela subcomissão da IUGS (União Internacional das Ciências Geológicas).

Magnesiocarbonatite_from_British_Columbia_in_Canada

Magnesiocarbonatito (British Columbia, Canadá). Fonte: http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

Magmas

Os carbonatitos são orginados de um tipo de magma realtivamente raro e composicionalmente singular. Estes magmas apresentam características geoquímicas e metalogenéticas que despertam interesse económico.

O seu potencial económico torna-os muito valiosos. Além de serem a principar fonte de REE´s (elementos das terras raras) ocorrem normalmente associados a mineralizações de fósforo, cobre, nióbio, titânio e outros As estruturas carbonatíticas representam a maior reserva de Nb (Brasil, Canadá, Zaire, Gabão) e ETR (China, EUA, Austrália, Brasil) do mundo, constituindo ainda uma fonte de importância assinalável para P (Rússia, Brasil, República da África do Sul, Finlândia), Cu (República da África do Sul, Brasil), Ti (Brasil), F (Brasil, Índia), Ba (Brasil), Fe (Noruega, Brasil), V (Bolívia), Sr (Namíbia), vermiculite (República da África do Sul, Brasil) e carbonatos para a indústria cimenteira e correctivos agrícolas.

A natureza dos magmas carbonatíticos e seus parentes tem permanecido um tanto vaga e nenhuma teoria unificada de petrogénese se tornou aceite na generalidade dos autores. A tendência tem sido equiparar tipos de rocha particulares a magmas particulares não havendo ainda uma ideia clara se os magmas carbonatiticos são de derivação primária ou secundária, ou se os processos do manto ou da crosta são dominantes.

A literatura sobre a génese dos magmas carbonatíticos considera essencialmente três hipóteses concorrentes:

  1. fraccionação a baixa pressão na crosta de um magma parental derivado do manto (normalmente “nefelinito carbonatado”);
  2. separação imiscível em níveis crustais pouco profundos do magma silicatado sub-saturado depois de diferenciação prolongada.
  3. melt com origem no manto parcialmente carbonatado e metassomatizado que produzirá magmas carbonatitos primários e magmas silicatados separados.

As rochas alcalino-carbonatíticas apresentam especifidades mineralógicas e geoquímicas que são, regra geral, distintas, traduzindo-se frequentemente por concentrações anómalas em Nb, ETR, Fe, Ti, Zr, apatite, fluorite, flogopite, vermiculite e barite, passíveis de exploração económica, como referido acima.

Muitos dos carbonatitos mundialmente estudados apresentam fortíssima fenitização, sendo o fruto de metassomatismo generalizado de rochas encaixantes. A  fenitização corresponde à modificação de uma rocha por metassomatose (substituição de um mineral por outro de composição diferente, o que acontece ao nível do metamorfismo) alcalina, associada a intrusões de carbonatitos.

Carbonatitos e Tectónica de Placas

Os carbonatitos ocorrem preferencialmente em ambientes geotectónicos como riftes intracontinentais, extensões continentais de falhas transformantes, hot spots, magmatismo ante-arco e ilhas oceânicas. Frequentemente os carbonatitos aparecem associados a rochas alcalinas como ijolitos, melteigitos, sienitos, piroxenitos nefelínicos, urtitos e rochas plutónicas ultra-alcalinas.

O continente africano é o mais afetado, não apenas em número mas em área total exposta de carbonatitos e rochas associadas. Das cerca de 450 ocorrências de carbonatitos conhecidas em todo o mundo, 40% estão localizadas em África. Dos cerca de 170 carbonatitos africanos, 70% estão concentrados no sul de África.

Mapa global

Distribuição mundial dos principais carbonatitos conhecidos atualmente.

 

Para saber mais : http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

Fontes

Matos Alves, C.A. (1966). Carbonatitos. O Maciço carbonatítico da Tchivira (Angola). Junta de Investigações do Ultramar, Lisboa, 27 pp.

Woolley, A. R. (2001). Alkaline Rocks and Carbonatites of the World., Part 3: Africa. The Geological Society, London.

Woolley, A.R., Kempe, D.R.C. (1989). Carbonatites: nomenclature, average chemical compositions, and element distribution. In: Carbonatites; genesis and evolution (Keith Bell ed.), Unwin Hyman, London: 1-14 pp.

Woolley, A.R. (1989). The spatial and temporal distribution of carbonatites. In: Carbonatites , Genesis and Evolution (Bell, K. Ed.), Unwin Hyman Ltd, London: 15 – 34 pp.

http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

 

 

 

 

 

 

 

 

Serra do Caramulo

Introdução

Situa-se no Maciço Hespérico, na extremidade ocidental da Zona Centro-Ibérica, estendendo-se até ao limite da Zona de Ossa-Morena. Ocupa a parte centro – ocidental da Península Ibérica constitui o fragmento mais contínuo do Soco Hercínico Europeu.

Numa escala mais local, integra-se no flanco sul do denominado plutonometamórfico Porto-Tondela, que corresponde a uma antiforma, provavelmente da terceira fase da Orogenia Varisca, em cujo núcleo afloram diversos tipos de granitoides.
Carta Geológica

Foto 1 – Carta Geológica – Resumidamente, em termos litológicos, a Serra do Caramulo é constituída maioritariamente por xistos, granitos e depósitos sedimentares. Os xistos pertencem à formação do Grupo das Beiras, incluídas no Supergrupo Dúrico-Beirão ou “Complexo Xisto-Grauváquico” (CXG) que se encontra estruturada com uma orientação predominante WNW-ESE. Atualmente, a generalidade dos autores, de forma consensual, divide o CXG em Grupo do Douro e Grupo das Beiras.

Complexo Xisto-Grauváquico (CXG)

Na área em estudo afloram litologias correspondentes ao Grupo das Beiras.
O Grupo das Beiras é constituído sobretudo por xistos argilosos e metagrauvaques, formando uma sucessão do tipo “flysh” muito espessa.
Em plena concordância com os xistos e grauvaques, surgem espessas bancadas de conglomerados.

O Grupo das Beiras embora se encontre geralmente afetado por metamorfismo regional, que não ultrapassa a zona da clorite da fácies dos xistos verdes, na bordadura das massas granitoides encontra-se metamorfizado para xistos mosqueados e corneanas.
Apresenta extensas áreas metamorfizadas por contacto, com maior expressividade na Serra da Lousã, na área de Mortágua – Caramulo, os granitos hercínicos provocam auréolas de contacto mais estreitas. O Grupo das Beiras encontra-se intensamente dobrado, predominando as dobras com planos NW-SE a E-W.

De acordo com Medina (1996), no Grupo das Beiras têm sido identificadas várias sequências litoestratigráficas localizadas em áreas distintas. Tradicionalmente são interpretadas como depósitos turbidíticos, mas recentemente têm sido propostos ambientes de plataforma siliciclástica e glacioderivados para algumas áreas.

O Grupo das Beiras encontra-se representado na Carta Geológica à escala 1:500 000 (1992) constituído por quatro formações consideradas de idade câmbrica, que da base para o topo são:

  • Formação da Malpica do Tejo (Unidade I): caracterizada genericamente pela forte predominância de grauvaques relativamente aos pelitos.
  • Formação de Perais (Unidade II) : caracterizada por possuir proporção semelhante de filitos e metagrauvaques.
  • Formação do Rosmaninhal (Unidade III): caracterizada por uma possante sequência pelítica, onde se encontram intercalados diversos níveis de microconglomerados, conglomerados e bancadas métricas de grauvaque. Apresenta espessura superior a 100 m.
  • Formação de Almaceda (Unidade IV): caracterizada pela predominância de grauvaques relativamente aos pelitos, com espessura métrica, podendo, por vezes, conter clastos de argila no seu interior.

Na região do Caramulo-Buçaco o Grupo das Beiras é interpretado, por Medina (1996) como tendo sido depositado num ambiente de sedimentação característico de plataforma externa siliciclástica. As datações radiométricas são escassas e são fornecidas por rochas ígneas intrusivas, sugerindo uma idade pré-câmbrica para o Grupo das Beiras.

Grupo das Beiras   Foto 2 – O CXG da é constituído por um conjunto litológico bastante homogéneo de predominância pelítica, encontrando-se estruturado com uma orientação predominante WNW-ESE podendo nuns locais existir um predomínio de estratos arenosos, enquanto que noutros locais há um predomínio de material silto-argiloso (Medina, 1996).

 

Xisto com nódulos de andaluzite

Foto 3 – Na parte meridional da Serra do Caramulo, mais afastada do granito, predominam os xistos argilosos, macios, cinzentos, e os xistos cloríticos, esverdeados e com poucas micas. Na zona N e NE, acentuam-se de forma progressiva as manifestações de metamorfismo, com o aparecimento de mica preta e mesmo de andaluzite, em certos pontos.

 

Dobras Ptigmáticas (Sanfins)

Foto 4 – Com a aproximação da rocha ígnea, especialmente do lado NE do afloramento granítico do Caramulo correspondente ao teto da intrusão (em relação à rocha encaixante), surgem fenómenos de migmatização, que se acentua, progressivamente até à passagem a migmatitos francos em alguns pontos (Martins, 1962).

Conglomerados

Intercalados nos xistos e com eles concordantes, surgem leitos conglomeráticos de espessura variável (umas vezes forma faixas com largura apreciável, outras fica reduzido a simples bancadas isoladas, ou estreita e desaparece em cunha no meio dos xistos). Os conglomerados adquirem maior desenvolvimento na zona situada entre as povoações de Varzielas e de Covelo, que em alguns casos, ultrapassa os 500 m e apresentam uma geometria lenticular.

Metaconglomerado

Foto 5 – Os conglomerados são constituídos por abundantes elementos quartzosos, bem rolados, os quais evidenciam quase sempre acentuada deformação secundária, concordante com a deformação tectónica. A matriz é também muito quartzosa e micácea. Fundamentalmente, o conglomerado conserva o mesmo aspeto nos diferentes afloramentos da região, as variações mais importantes são ao nível do grau e natureza da deformação e no diferente calibre dos respetivos elementos. A cristalinidade da rocha, também variável, parece especialmente relacionada com a proximidade do granito.

Xistos carbonosos

Entre as duas faixas dos quartzitos brancos afloram xistos luzentes, xistos carbonosos e quartzitos impuros, amarelados e um tanto micáceos. Os xistos carbonosos apresentam-se, no geral, fortemente metamorfizados, preenchidos por grandes quantidades de granadas e de quiastolite.
Os xistos carbonosos, com quiastolite e granadas, que afloram entre os quartzitos, começam a aparecer no ponto onde se inicia a divergência das duas faixas quartzíticas, continuando depois a aflorar entre uma e outra.

Xisto com andaluzite

Foto 6 – Xisto com quiastolite (variedade de andaluzite)

Granitos

O batólito granítico das Beiras, localizado na Zona Centro Ibérica, implantou-se em metassedimentos de idade Proterozoica-Câmbrico a Cabonífero superior, deformadas pelas diferentes fases da Orogenia Varisca (D1, D2 e D3). Este batólito compreende várias unidades intrusivas, agrupadas em quatro tipos de granitoides: granodiorito-monzogranito sin-D3, granito de duas micas peraluminoso sin-D3/leucogranito, granodiorito-monzogranito tardi-pós-D3 e granito peraluminoso, biotítico-moscovítico, tardi-pós-D3 (Azevedo et al., 2005).

Granito do Caramulo

Foto 7 – A maior parte da área em estudo é formada por granitos que resultaram da consolidação de um magma comum e que ocorreu ao longo de um período estimado radiometricamente em 330-310 M.a. de grosso modo, contemporâneo da terceira fase de deformação varisca. São granitos alcalinos de duas micas, de grão fino e médio, raramente porfiroides.

O granito é particularmente heterogéneo. Além das variações laterais, essencialmente de textura e granularidade, apresenta, na área em estudo, novos aspetos que refletem a influência de fenómenos de endomorfismo e, mesmo migmatismo, em escala apreciável, que progressivamente se acentuam à medida que se afasta do Caramulo para noroeste, em direção à região do Porto.

Os granitos de grão fino a médio localizam-se na zona do plutonito do Caramulo, onde cerca de 99% das massas de diversos granitoides, com grau de médio a fino, apresentam homogeneidade, cortado por veios, filões e algumas bolsadas de aplitos e pegmatitos.

Na zona de contacto entre o plutonito do Caramulo com os xistos surgem auréolas de metamorfismo. Ao longo do que se pode considerar o eixo da referida antiforma, com orientação na direção Porto – Tondela e que sofreu desnudação desde a Orogenia Varisca (Serra da Urgeira), formou-se o complexo metassedimentar, paralelo ao referido eixo, que inflete para N na zona de Silvares.

Na zona de contacto das rochas graníticas com os xistos e as rochas do CXG ocorre a formação de rochas migmatíticas de contacto, por injeção de fluídos graníticos. Contudo, este fenómeno de migmatização não se verifica à escala regional.

Martins (1962) atribui a designação de “zonas xisto-granito-migmatíticas” às zonas de xistos de formação metassedimentar intercaladas com massas graníticas. O granito surge sob a forma de injeções locais e filões a N do Caramulo, de Rebordinho e à volta de Pinheiro de Lafões e sob a forma de micaxistos e migmatitos a S do rio Alcofra. De um modo geral, os xistos conservam à volta do plutonito uma disposição concordante em relação à zona de contacto.

Deformação

Uma zona constituída por rochas antigas, como é o caso da Serra do Caramulo, é natural que tenha sido, repetidamente, submetida a intensas ações tectónicas, ao longo da sua evolução geológica (Martins, 1962). Segundo o mesmo autor, está suficientemente demonstrado que as Orogenias Caledónica, Varisca e Alpina se fizeram sentir, com maior ou menor intensidade, no nosso país, e a elas se devem, certamente, os mais importantes traços estruturais que caracterizam a Serra do Caramulo.

A Serra do Caramulo enquadra-se numa ampla e complexa mega-estrutura antiformal, que se situa entre as sinformas ordovícicas de Porto-Sátão, a N, e a do Buçaco, a S, onde no seu interior aflora a faixa plutonometamórfica Porto-Tondela.

A estruturação das rochas encontrada na área estudada é, basicamente, o resultado da deformação varisca. Reconhecem-se duas fases principais de deformação, às quais se seguiram outras deformações mais tardias e alguns episódios de fraturação. Nos materiais pré-ordovícicos, a primeira fase de deformação (F1) foi a que causou maior deformação, especialmente na parte central e sul, enquanto que a segunda fase se deformação (F2) atuou especialmente na parte nordeste.

Geoformas Graníticas

A diversidade da morfologia granítica e sua originalidade imprime um cunho muito próprio e único às áreas de montanha granítica, como no caso da Serra do Caramulo.

Podemos identificar na Serra do Caramulo um diversificado conjunto de paisagens características das áreas graníticas: paisagens de “caos de blocos”, paisagens de relevos residuais e associadas a estas paisagens estão as formas graníticas. A génese e evolução destas formas graníticas foi proporcionada por um conjunto de factores (de ordem climática, litológica e estrutural), interligados entre si, que se conjugaram para o aparecimento de uma enorme variedade de formas, que podem ser subdivididas em dois grandes grupos: as formas de pormenor, de dimensão centimétrica a métrica (pias, tafoni, fendas e sulcos lineares) e as formas maiores, de dimensão hectométrica ou quilométrica (tors, castle koppie, domos rochosos e alvéolos).

Fissuração poligonal (Polygonal weathering)

Foto 8 – Fissuração Poligonal (Polygonal weathering)

Bloco (Boulder)

Foto 9 – Bloco (Boulder)

Bloco Pedunculado (mushroom shaped form)

Foto 10 – Bloco Pedunculado (mushroom shaped form)

Fonte :

Medina, J., 1988. Contribuição para o conhecimento da litoestratigrafia e da estrutura do complexo xisto-grauváquico ante-ordovícico na região do Caramulo – Portugal. Departamento de Geociências da Universidade de Aveiro (Provas de aptidão pedagógica e capacidade científica).
Medina, J.; Rodriguez Alonso, M. D.; Bernardes, C. A., 1989. Litoestratigrafia e estrutura do complexo xisto-grauváquico na região do Caramulo – Portugal. Geociências, Revista Universidade de Aveiro, Vol. 4, fasc. 1
Medina, J., 1996. Contribuição para o conhecimento da geologia do Grupo das Beiras (CXG) na região de Caramulo-Buçaco (Portugal central). Tese de Doutoramento da Universidade de Aveiro

Vulcanismo nos Açores

No dia 27 de Setembro de 1957, pelas 6:45 da madrugada, uma erupção vulcânica iniciou-se junto aos ilhéus dos Capelinhos, na Ilha do Faial – Arquipélago dos Açores, depois de 12 dias de abalos sísmicos. O fenómeno surgiu no mar, a 20-60 metros de profundidade, com a emissão de vapor de água e gases. A erupção, do tipo surtseiano, prolongou-se por 7 meses e meio. Durante esta fase sucediam-se grandes explosões, com a emissão de jactos pontiagudos de cinzas negras e densas nuvens de vapor de água, devido ao contacto da lava incandescente com a água fria do mar. Logo no início, formou-se uma pequena ilhota, baptizada de Ilha Nova, que atingiu 100 metros de altitude. O vulcão era incerto e os períodos de maior actividade alternavam com outros de acalmia. Durante os abrandamentos da erupção, ocorriam afundamentos das vertentes do cone, levando mesmo à submersão da Ilha Nova. No entanto, as frequentes emissões de cinzas criaram novas ilhas que acabaram por se ligar à costa antiga da ilha do Faial através de um istmo.

Fonte do Texto : http://siaram.azores.gov.pt/vulcanismo/vulcao-capelinhos/_texto.html

 

Reforma da Teoria da Nébula Reformulada

No Sistema Solar existem quatro planetas telúricos. São os planetas que se encontram mais perto do Sol, sendo conhecidos como Mercúrio, Vénus, Terra e Marte. Existem igualmente outros quatro grandes planetas gasosos, numa órbita mais afastada do Sol: Júpiter, Saturno, Urano e Neptuno. Além destes, existem vários pedaços de lixo cósmico, na sua maioria fragmentos de gelo ou de rocha. Um destes, Plutão, é genericamente classificado planeta por motivos históricos, havendo actualmente um debate aceso sobre se mais destes blocos congelados deverão também ser chamados de planetas. No entanto, a distinção que pretendemos discutir aqui é entre os planetas rochosos (ou «telúricos») e os gigantes gasosos («júpiteres»). Costumava pensar-se que ambos os tipos de planetas se formavam da mesma forma, através da acumulação de fragmentos mais pequenos de material presente no disco em torno de uma estrela jovem, muitas vezes chamado de cenário bottom-up.  No caso tanto dos planetas maiores como dos mais pequenos, o primeiro objecto a formar-se será um núcleo rochoso. Segundo se dizia, era mais ou menos assim que o processo se desenrolava com os planetas interiores, pois o calor da jovem estrela iria afastar a maior parte do gás para as regiões exteriores do sistema planetário ainda em formação. Mas na órbita de Júpiter, por exemplo, um pedaço rochoso com talvez uma dúzia de vezes a massa da Terra poderia acumular gás e material gelado graças à gravidade, crescendo até à sua dimensão actual.  No entanto, o grande problema com este cenário é que os gigantes gasosos precisariam de muitos milhões de anos para crescer deste modo. Na verdade, se Urano e Neptuno se tivessem desenvolvido nas suas órbitas presentes, a forma mais simples de processo bottom-up demoraria mais que a idade actual do Sistema Solar para os deixar com as dimensões actuais. Ao longo dos últimos anos, encontraram bem mais de uma centena outros sistemas planetários. Em quase todos os casos, o planeta em órbita de outra estrela foi detectado devido à sua influência gravitacional sobre a estrela, fazendo-a agitar-se à medida que o planeta descreve a sua órbita em torno da estrela. Essa oscilação é demasiado pequena para ser observada directamente, mas torna-se visível no espectro da estrela através do efeito de Doppler. A característica inicialmente surpreendente destas descobertas é que os planetas que foram detectados desta forma são grandes «júpiteres», com órbitas muito mais próximas da sua estrela que Júpiter está do Sol. De certa forma, não surpreende que estas primeiras descobertas de planetas fora do Sistema Solar (planetas extra-solares) tenham sido dominadas por tais objectos, uma vez que planetas grandes em órbitas próximas exercem uma influência maior sobre as estrelas progenitoras, sendo os mais fáceis de encontrar através desta técnica. Em 2005, os astrónomos conseguiram por fim relatar a detecção directa de luz infravermelha de alguns destes planetas, indicando que têm uma temperatura de cerca de 800°C – a primeira luz vista de planetas extra-solares. Um pouco mais tarde nesse mesmo ano, astrónomos fotografaram outro exoplaneta, em órbita de uma estrela a cem parsecs (duzentos e vinte e cinco anos-luz) de distância, na constelação de Hidra, a uma distância da estrela de oito mil milhões de quilómetros (54 UA). No entanto, trata-se mais uma vez de um planeta gigante, com cerca de cinco vezes a massa de Júpiter. O mais pequeno exoplaneta encontrado até agora tem uma massa de cerca de seis vezes a da Terra, e dá a volta à estrela progenitora, Gliese 876, uma vez a cada 1,94 dias, por isso não conta como «semelhante à Terra». A existirem planetas telúricos em órbitas semelhantes à Terra em torno de outras estrelas, apenas serão encontrados com a próxima geração de instrumentos de observação. Uma vez que existem, não surpreende que tenhamos encontrado júpiteres quentes. A surpresa foi o facto de existirem. Assim, por que razão existem? Uma explicação natural é que os planetas gasosos gigantes não se formam através de acreção bottom-up, mas sim top-down, como blocos instáveis no disco original de material à volta de uma estrela jovem. Esses blocos podem formar-se em qualquer local do disco, próximos da estrela ou mais afastados, e as interacções entre os planetas e o disco podem alterar as órbitas dos gigantes, aproximando-se ou afastando-se das órbitas em que se formaram.  Esta «migração» pode explicar o motivo por que Urano e Neptuno se encontram onde estão agora, tendo-se formado rapidamente muito mais perto do Sol, pouco depois de a nossa estrela se ter formado. Estes conceitos estão ainda a desenvolver-se e, em 2005, uma equipa internacional de investigadores do Brasil, França e Estados Unidos uniu-se para criar a melhor simulação pormenorizada até à data daquilo que aconteceu quando o Sistema Solar era jovem. O ponto de partida foi o indício, conhecido desde que as missões Apollo de finais da década de 1960 e início da década de 1970 trouxeram amostras da Lua, de que muitas das características escuras que vemos na superfície da Lua foram produzidas por uma intensa fase de bombardeamento por detritos espaciais, quando o Sistema Solar tinha cerca de setecentos milhões de anos, algum tempo depois da formação dos planetas interiores. Isto é conhecido como grande bombardeamento tardio, ou LHB. Ao combinar isto com o novo entendimento de como os planetas gigantes se formaram, a equipa descobriu que os quatro planetas gigantes se devem ter formado muito perto uns dos outros, cercados por uma massa rodopiante de pequenos objectos, blocos de gelo e de rocha conhecidos como planetesimais. Além da órbita do planeta mais exterior, havia ainda um disco de planetesimais, remanescente das primeiras fases da formação do Sistema Solar. Os restos deste disco, conhecido como Cintura de Kuiper, ainda existem hoje. Mas se os novos estudos estiverem correctos, a actual Cintura de Kuiper é apenas uma sombra da sua antiga glória. Devido às interacções gravitacionais, Júpiter aproximou-se lentamente do Sol, enquanto os outros três gigantes se afastaram, e alguns planetesimais foram espalhados da mesma forma aproximada, alguns na direcção do Sol, outros para longe. Ao início, este foi um processo gradual. Mas cerca de setecentos milhões de anos após a formação do Sistema Solar ocorreu uma alteração profunda, quando Saturno atravessou uma órbita com um período exactamente duas vezes mais longo que o período da órbita de Júpiter em torno do Sol. Isto produziu uma combinação rítmica de atracção gravitacional pelos dois planetas sobre os outros objectos do Sistema solar exterior, uma ressonância semelhante à que ocorre quando uma criança num baloiço empurra o baloiço cada vez mais para cima, com Movimentos breves, mas cuidadosamente regulados. O principal resultado deste processo foi que Urano e Neptuno fossem impelidos para as suas órbitas actuais, com o raio da órbita de Neptuno a duplicar de súbito, enviando-o para a zona interior da Cintura de Kuiper e espalhando §fandes quantidades de planetesimais para o Sistema Solar interior. De acordo com a famosa máxima de Newton «por cada acção terá de haver uma reacção igual e oposta», teve de haver um equilíbrio entre o que saiu e o que entrou. Foi esta enchente de planetesimais que produziu o LHB que marcou a superfície da Lua, e imagina-se que a Terra e também os outros planetas telúricos, embora os vestígios sejam, aqui menos óbvios, pois desde então a superfície do nosso planeta foi remodelada pela tectónica das placas (desvio dos continentes) e pela erosão.

Fonte : O Universo – John Gribbin. Estrela Polar