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Granito do Castelo do Queijo

 

No Castelo do Queijo observa-se o maciço granítico intrusivo numa estreita banda de metassedimentos de direção E-W, pertencentes ao Complexo Metamórfico da Foz do Douro e a sul o desligamento esquerdo, de direção E-W, entre estas rochas e o gnaisse leucocrata ocelado. Nas proximidades do acidente, a foliação do gnaisse é paralela à falha, rodando progressivamente para N110°/120°E, à medida que nos deslocamos para sul, foto 1.

Forte S. Francisco Xavier (CMFD)-2

Foto 1 – Afloramento do Granito do Castelo do Queijo, sobre o qual assenta o Forte de São Francisco Xavier.

Junto ao  Forte de S. Francisco Xavier (Castelo do Queijo), podem observar-se diferentes aspectos texturais e estruturais do granito. Trata-se de uma rocha com tendência porfiróide, de grão médio a grosseiro, biotítico, que por vezes evidencia a presença de encraves microgranulares de rochas melanocratas tonalíticas, foto 2.

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Foto 2 – Granito biotítico, por vezes porfiróide, de grão médio a grosseiro. Na zona do Forte de S. Francisco Xavier pode observar-se este granito porfiroide, de grão médio a grosseiro, biotítico com cristais bem desenvolvidos de feldspato potássico.

Ao microscópio apresenta quartzo, feldspatos (normalmente oligoclase, microclina pertítica e rara albite). A biotite é a mica mais abundante, mostrando uma orientação aleatória na maior parte do maciço embora, localmente, tenda a orientar-se segundo a direcção  N130Eº, orientação esta que se torna mais nítida e persistente nas imediações do contacto com os metassedimentos. Este granito é afetado por uma deformação frágil pós-cristalina.

O granito do Castelo do Queijo exibe frequentemente encraves microgranulares de rochas melanocratas (tonalitos) alguns mesmo de grandes dimensões, foto 3.

Encraves (CMFD)

Foto 3 –  Encraves de grande dimensão no Granito do castelo do Queijo. Os encraves podem ter surgido a partir de uma cristalização, mais ou menos simultânea, de dois magmas imiscíveis e com diferentes viscosidades, correspondendo um deles a um magma granítico e o outro a um magma mais básico, possivelmente de composição tonalítica.

O Granito do Castelo do Queijo apresenta um diaclasamento sub-vertical bastante regular, distribuído por duas famílias com orientação N30ºE e N130ºE, e uma terceira família sub-horizontal, que na parte norte do Forte de S. Francisco Xavier originou um dispositivo em escadaria. Esta rocha encontra-se incluída no grupo dos Granitos Biotíticos com plagioclase cálcica, sendo considerado como um granitóide tardi a pós-tectónico. Possui uma idade isotópica de 292 Ma (pós – D3).

A orogenia varisca constitui o maior evento na evolução tectónica da Europa ocidental, sendo caracterizada por mecanismos de subducção e obducção da crusta oceânica, culminando o processo por colisão intercontinental. Estudos detalhados realizados em diferentes sectores da cadeia varisca, permitem admitir a existência de três fases de deformação dúctil, D1, D2 e D3, e ainda várias fases frágeis pós-D3.

Datações radiométricas sugerem uma atividade magmática intensa durante a orogenia varisca e estão divididos genericamente em granitos sin-D3 (319-313 Ma), tardi-D3 (311-306 Ma) e pós-D3 (296-275 Ma).

Álbum de fotos por ser consultado aqui.

Fontes Consultadas

http://ruc.udc.es/dspace/bitstream/handle/2183/6336/CA-32-17.pdf?sequence=1

 

 

Vale de Compadre (Gerês)

O Parque Nacional da Peneda do Gerês (PNPG) localiza-se no Noroeste de Portugal. Em termos geomorfológicos, a área do PNPG enquadra-se no prolongamento para Sudoeste da cadeia montanhosa Galaico-Leonesa e engloba três serras principais: Peneda, Amarela e Gerês. Estas serras são caracterizadas por um relevo vigoroso, possuindo vales muito profundos e vertentes abruptas e pequenos níveis de aplanamento. Estas serras estão estruturadas essencialmente em granitóides de várias gerações, origens, composições e modos de instalação, relacionadas essencialmente com a 3º fase da Orogenia Varisca (D3), Foto 1.

Vale de Compadre (PNPG)

Foto 1 – Compadre (Serra do Gerês). Na parte oriental da Serra do Gerês (vale de Compadre) ocorrem dos vestígios glaciários mais evidentes nas montanhas do Minho, nomeadamente um campo de moreias. As moreias são acumulações de sedimentos transportados pelo glaciar.

Uma das características geomorfológicas principais associadas à ocorrência do granito do Gerês é a existência de geoformas de grande dimensão que constituem um dos principais elementos da paisagem do PNPG. Durante o Quaternário (Cenozóico), as temperaturas atmosféricas têm variado em ciclos de dezenas de milhares de anos, alternando períodos frios com mais quentes. Nestes períodos mais frios a cobertura de gelo das regiões polares desceu para latitudes mais baixas e as montanhas mais altas foram cobertas por glaciares.

Na Serra do Gerês ocorrem formas de relevo e sedimentos que testemunham os episódios de glaciação que afetaram as montanhas do Norte de Portugal nas últimas centenas de milhares de anos. No vale de Compadre, situado no setor oriental da serra, é possível observar acumulações de blocos graníticos designadas por moreias, Foto 2 originadas pelo movimento dos glaciares. Destaca-se a moreia lateral de Compadre, a mais extensa do Norte de Portugal, com cerca de 1 km. Noutros setores do vale ocorrem sedimentos (till subglaciário) que permitem estimar uma espessura de gelo de cerva de 150 m, durante o máximo da glaciação.

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Foto 2 –  Moreia lateral (Vale do Compadre). As acumulções de sedimentos transportados pelo glaciar caracterizam-se por serem de diferente granulometria (dos blocos às argilas) e por não apresentarem estratificação. Dependendo da localização onde o material se deposita (moreia), podem ser: frontal, terminal, fundo, lateral e mediana.  moreia lateral  forma-se nos lados do glaciar, na proximidade das vertentes, por incorporação do material que sofreu abrasão ou que foi fragmentado pelos ciclos de gelo e degelo da água.

A identificação das áreas onde terão ocorrido processos glaciários nas serras do PNPG é suportada pela existência de macro-estruturas, polimentos, estrias e geoformas de acumulação. Os melhores indicadores da glaciação são os depósitos glaciários (till), Foto 3.

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Foto 3 –  “Till” na Ponte do Rio Homem (Serra do Gerês). O material transportdo pelos glaciares pode ser depositado sob a forma de moreias (Till). Estas são formadas por material não consolidado, mal calibrado (composto por material de diferente granulometria) e muito anguloso designado por till. Quando aquele material consolida forma tilitos, que constituem uma das principais evidências da ocorrência de glaciações num passado remoto.

Na área do PNPG é a Serra do Gerês onde ocorre o maior número e vestígios glaciários. Os glaciares correspondem a massas de gelo que se movimentam, ou que possuem indícios de já se terem movimentado, sob o efeito da gravidade. Durante os períodos glaciários (glaciações) ocorre um decréscimo da temperatura média, causando um aumento das áreas cobertas de gelo.

Os principais vestígios da glaciação Würm, que teve o pico máximo em Portugal há cerca de 18000 a 20000 anos, encontram-se na Serra da Estrela e na Serra do Gerês. Os vestígios glaciares encontram-se em Portugal e a noroeste de Espanha. Uma visita ao PNPG podem assim ser observados diversos vestígios glaciários, com especial destaque para da dimensão e configuração de moreias presentes no vale de Compadre e outros aspectos geomorfológicos deste período de glaciação.

Geomorfologia de Glaciares pode ser consultada no link.

Fundo Oceânico na cidade do Porto

A par do conceito de expansão dos fundos oceânicos, introduzido por de Vine & Mathews na década de sessenta do século passado, as consequências para a geologia começaram progressivamente a surgir. Um dos primeiros autores a reconhecer que o paradigma da Tectónica de Placas pode ser aplicado com sucesso à geo-história foi J. Tuzo Wilson.

Se os continentes sofrem processos de rifting para formar bacias oceânicas, outros oceanos têm de fechar. O Ciclo de Wilson compreende, pois, duas etapas: uma distensiva ou de sedimentogénese em que se verifica a abertura e expansão do oceano e uma etapa compressiva ou de tectogénese em que tem lugar o fecho do oceano e colisão dos continentes que marginam o oceano. O ciclo culmina com um gigantesco processo designado orogenia. Mas, no final de cada ciclo, o que resta dos continentes opostos e do oceano que lhes ficava de permeio é tudo amalgamado numa massa continental de grandes proporções.

Já fui fundo oceânico

A geologia da zona litoral perto da foz do rio Douro permite uma visita a afloramentos onde podemos compreender estas duas grandes etapas do Ciclo de Wilson. Na verdade permite observar os processos que ocorreram durante dois grandes ciclos orogénicos que estiveram na base da Geologia de Portugal: um primeiro ciclo designado de Cadomiano ocorrido durante o Proteorozóico e um ciclo que lhe sucedeu: o Ciclo Varisco.

O litoral norte e sul na foz do rio Douro é dominado pela presença de uma estreita faixa de rochas metamórficas intruídas por granitos variscos muito bem representados em Lavadores e no Castelo do Queijo, Foto 1. Estes granitos pertencem ao grupo dos granitos tardivariscos, com uma idade do Carbónico superior (Paleozóico). Estes granitos definem, no seu conjunto, um alinhamento paralelo à zona de cisalhamento Porto-Tomar, que terá condicionado a sua instalação.

Castelo do Queijo (Mapa)

Foto 1 – Mapa geológico simplificado. Legenda: 1 – Depósitos do Quaternário; 2 – Granito da Madalena; 3 – Granito de Lavadores; 4 – Granito do Castelo do Queijo; 5 – Granito do Porto; 6 – Grupo do Douro (Complexo Xisto-Grauváquico); 7 – Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro; 8 – Falhas.

Na faixa metamórfica estão representados magníficos afloramentos de rochas metassedimentares, espacialmente associadas a ortognaisses de diferentes tipos e a anfibolitos. Estes afloramentos contrastam com os presentes na zona oriental da cidade, os quais não incluem ortognaisses e anfibolitos e onde micaxistos e metagrauvaques, numa sequência relativamente monótona e menos metamorfizada, são também recortados por granitos variscos.

O CMFD é constituído por duas unidades tectonoestratigráficas distintas:

  1. “Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro” (UGFD)
  2. “Unidade de Lordelo do Ouro” (ULO)

A UGFD é essencialmente constituída por anfibolitos e quatro tipos de ortognaisses: gnaisses biotíticos de composição tonalítica, gnaisses leucocratas de tendência ocelada, gnaisses leucocratas e gnaisses leucocratas ocelados, estes últimos nitidamente afetados por deformação cisalhante.  Os três primeiros tipos constituem o essencial da faixa metamórfica a sul, enquanto que a norte a unidade tem um aspeto completamente distinto, sendo constituída, dominantemente, por gnaisses leucocratas ocelados, Foto 2.

Dobras A (Com carta geológica)

Foto 2 –  Gnaisse biotítico e Mapa geológico-estrutural da faixa metamórfica da Foz do Douro (segundo a Carta Geológica da Carta Geotécnica do Porto, 1994).  Os gnaisses biotíticos são representados por uma rocha mesocrata de grão fino, com fraca blastese de plagioclase e deformação evidente. Trata-se de um ortognaisse de composição tonalítica, sem feldspato potássico e rico em biotite e plagioclase, por vezes com diferenciações leucocratas. Segundo a subcomissão para a classificação das rochas metamórficas (SCMR) do IUGS, um gnaisse é uma rocha de grão médio a grosseiro, essencialmente constituída por feldspato e quartzo, com uma foliação pouco desenvolvida ou, se bem desenvolvida, ocorrendo em domínios espaçados à escala macroscópica (≤1cm). Apresenta normalmente uma estrutura bandada que reflecte uma variação composicional e/ou estrutural.

O anfibolito, Foto 3, é uma rocha metamórfica de cor negro-esverdeada e de grão fino. É essencialmente constiuído por um mineral de cor verde, chamado de anfíbola e por plagioclase rica em cálcio.  anfibolito do Complexo Metamórfico da Foz do Douro, representa uma fragmento da crosta oceânica.

Esquema - Crosta Oceânica (Praia de Gondarém - Porto)

 

Foto 3 – Anfibolito.  Neste local aflora um extenso corpo rochoso de cor negra que se destaca nitidamente das rochas envolventes.

Trata-se de um anfibolito de grão fino, com aspecto homogéneo à escala megascópica. Em zonas mais alteradas é visível uma foliação que, à escala macroscópica, se verifica ser definida pelo alinhamento de cristais de anfíbola.

Nas dorsais oceânicas ocorrem essencialmente basaltos toleíticos do tipo MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts), com cerca de 5o% de sílica e baixo teor em potássio. Estes magmas são provavelmente gerados do manto superior, por descompressão rápida e fusão parcial associados a uma subida rápida.

De norte para sul do afloramento, a foliação roda de N160ºE para N60ºE, como resultado de um dobramento de eixo mergulhante 60º para N310ºE. Na zona central do afloramento, e em relação com o dobramento referido, podem observar-se bonitas dobras métricas, quer no anfibolito, quer nos gnaisses associados. Algumas destas dobras podem ser visualizadas neste link.

 

Fase Sarda

O autóctone Centro-Ibérico

A Zona Centro-Ibérica é um domínio bastante heterogéneo do orógeno Varisco, compreendendo áreas com diferentes graus de metamorfismo, desde baixo a alto grau e abundantes granitóides. Para além da heterogeneidade metamórfica, é possível observar uma acentuada heterogeneidade estrutural, a que não é estranha a existência de um complexo de empilhamentos de mantos alóctones e parautóctones sobrepostos às formações autóctones. A generalidade da estrutura do autóctone é devida à actuação da primeira fase de deformação Varisca (D1).
O Autóctone Centro Ibérico em Portugal apresenta um conjunto de unidades com idades compreendidas entre o Pré-Câmbrico e o Carbónico sendo possível reconhecer duas megassêquencias :

1) Super-Grupo Dúrico-Beirão (anteriormente designado por Complexo Xisto-Grauváquico ante–Ordovícico) tradicionalmente subdividido em Grupo do Douro e Grupo das Beiras.

2) Megassequência pós-Câmbrica, com fácies detríticas transitando para pelítica (da base para o topo), com conglomerado de base revelando um regime transgressivo e um regime regressivo no topo de idade ordovícica, marcado por formações glaciogénicas. No Devónico assiste-se uma transição de sedimentação dum ambiente e plataforma nerítica para uma situação de talude. Por fim o Carbónico apresenta fácies essencialmente continental.

A Formação de Desejosa ( Grupo do Douro), formada no início do processo de rifting, apresenta de um modo geral, características turbidíticas constituídas por alternâncias de filitos e metagrauvaques, sendo que a sua diferenciação se baseia na variação das percentagens relativas de areias e argilas, bem como pela natureza e importância dos turbidítos, Foto 1.

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Foto 1 – Este conjunto sedimentar constitui o registo da evolução pré-acrecionária varisca que se iniciou com a deposição das séries flyschóides do Grupo do Douro em regime de rifting intracontiental. A formação ante-ordovícica que aflora na Serra do Marão, é a Formação de Desejosa (Grupo Douro), formada em regime extensivo.

Fase Sarda

O regime extensivo foi seguido de um curto episódio compressivo já com a Formação de Desejosa litificada. Este último processo tectónico, designado de Fase Sarda, esteve provavelmente relacionado com um reajustamento isostático.

Foi uma deformação fortemente heterogénea produzindo na região discordâncias angulares e desconformidades, Foto 2.

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Foto 2 – As discordâncias correspondem à relação geométrica entre duas unidades estratigráficas onde não existe paralelismo entre os materiais infra e suprajacentes. Durante a Fase Sarda ocorreu uma desconformidade entre a Formação de Desejosa (com um aspeto típico listrado) e o Membro de Bojas do Ordovícico. Um hiato de cerca de 50 M.a correspondente ao tempo em que ocorreu a emersão e a erosão de uma parte do Câmbrico superior e médio.

Vulcanismo Ordovícico

Com o retomar do estiramento continental permaneceram dois tipos de registos: a presença de clastos da unidade que nessa altura estava a ser erodida, Foto 3, e material vulcânico (cinzas e piroclastos) de natureza explosiva que cobriu momentaneamente a Formação de Desejosa.

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Foto 3Desconformidade entre o Câmbrico e o Ordovícico. É uma descontinuidade estratigráfica em que entre as unidades infrajacentes e suprajacentes há paralelismo mas entre as duas existe uma superfície erosiva.

Existem registos de vários episódios vulcânicos de características explosivas, com emissão de grandes quantidades de cinzas. Em todos os afloramentos estudados na Zona Centro Ibérica (ZCI) foi possível observar níveis de material vulcano-sedimentar, não imediatamente em contacto com a Formação de Desejosa, Foto 4.

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Foto 4 – Níveis tufitos na Serra do Marão. Em todos os afloramentos estudados na ZCI, o televulcanismo foi sempre observado acima da descontinuidade estratigráfica que separa o Câmbrico do Ordovícico. O vulcanismo básico também ocorre mas é menos notório e parece ser posterior ao vulcanismo ácido. O tectonismo sin-deposicional associado a um provável rift intracratónico seria responsável pelo rejogo de falhas com movimentações isostáticas e pelo controle da sedimentação.

Resumindo

O modelo atualmente aceite para a evolução da ZCI (Zona Centro Ibérica), preconiza a formação e preenchimento de um rifte intracratónico limitado por falhas ativas seguido de uma inversão tectónica (Fase Sarda) precoce em transpressão direita no Proterozóico Superior – Câmbrico, seguido da compressão Varisca em transpressão esquerda, perpendicular ao eixo do fosso (responsável quer pelo desencadear de vulcanismo bimodal, quer pelo desenvolvimento de dobras de comprimento de onda amplo, sem produção de clivagem). Este tectonismo sindeposicional estaria na origem do rejogo de falhas, com movimentações isostáticas associadas, controlando consequentemente a sedimentação.

Fontes:

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

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

Tempestitos no Paleozoico

Trata-se de uma camada lumachélica constituída, essencialmente, por fragmentos de valvas de braquiópodes linguliformes, numa matriz arenítica, às vezes grosseira, com clastos pelíticos e de quartzo e em alguns locais, cristais de pirite ou relíquias destes, Foto 1.

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Foto 1 – Tsunamito na Serra do Marão (Portugal). Esta camada constitui um excelente marcador estratigráfico, uma vez que possui uma espessura relativamente fina (10 a 15 cm) e apresenta grande continuidade horizontal, tendo sido identificada à superfície em diferentes locais da Serra do Marão, em Valongo, Viana do Castelo-Valongo, Buçaco e Penha Garcia, assim como em diferentes locais do Maciço Armoricano, como em Espanha, França, Sérvia e Marrocos.

É interpretada como correspondendo a um tempestito, possivelmente originada por um evento catastrófico, eventualmente associado a tempestades excecionais ou mesmo a um tsunami provocado por violentas erupções freático-magmáticas ocorridas no final da deposição do Quartzito Armoricano no Sul da Zona Cantábrica do Maciço Hespérico.

Para ver mais sobre Tempestitos (clique aqui)

Fonte:

https://www.researchgate.net/profile/Carlos_Coke/publication/258143260_Camada_Seixinhos_no_interior_do_Tunel_do_Marao/links/00b7d5271c2d3c9659000000/Camada-Seixinhos-no-interior-do-Tunel-do-Marao.pdf

Estromatólitos – nos mares primordiais

As rochas e os fósseis são ferramentas fundamentais para reconstruir a história da Terra. Os resultados do seu estudo permitiram aos cientistas além de recriarem os ambientes do passado, Foto 1, organizarem o tempo geológico desde a formação da Terra, há cerca de 4600 milhões de anos, até aos nossos dias.

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Foto 1 –  Estromatólitos (Humpata – Angola). O Pré-Câmbrico  é o mais longo, misterioso e desconhecido intervalo de tempo da história da Terra, que decorreu desde o momento da formação do planeta até ao início do período Câmbrico (542 M.a.). Na reconstituição dos ambientes do passado, alguns fósseis adquirem particular importância. É o caso dos fósseis de ambiente ou fósseis de fácies, que são todos os fósseis que fornecem indicações sobre o ambiente antigo ou paleoambiente.

Na longa etapa do Pré-Câmbrico surgiram as primeiras células que formaram primitivas colónicas de bactérias (procariontes). Estas colónias construíram estruturas sedimentares conhecidas por estromatólitos, Foto 2.

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Foto 2 – Humpata (Angola). Os estromatólitos compõem-se de várias camadas finas que supostamente se terão gerado no decurso de anos, talvez mesmo centenas, para dar origem a estas estruturas irregulares com forma de cogumelo ou de couve. São estruturas que resultaram da acção de cianobactérias (organismos procariontes) em mares quentes e pouco profundos.

Estes organismos procariontes, responsáveis pela acumulação e precipitação de carbonato de cálcio em camadas são evidências da atividade metabólica e fotossintética. Neste processo, captavam o dióxido de carbono e libertavam o oxigénio para a atmmosfera. Este processo foi responsável pela precipitação do carbonato de cálcio, redução do dióxido de carbono na atmosfera da Terra primitiva e formação destas estruturas laminares, Foto 3.

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Foto 3 – Calcários com estromatólitos (Collenia sp) – Humpata (Angola). Formados por calcários dolomíticos algumas destas estruturs possuem a forma em bola (Oncholites), outros em lâmina (Collenia) e outros são constituídos por cones embutidos uns nos outros (Conophyton).

São importantes na reconstituição do abientes onde habitavam. Estes fósseis de fácies ou ambiente indicam o tipo de ambiente sedimentar da rocha em que ficaram preservadas as estruturas (icnofósseis) fossilizadas. Permitem ao geólogo reconstruir ambientes antigos ou paleoambientes.

Estas bactérias dos mares primordiais habitavam ambientes pouco profundos, hipersalinos num ecossistema que não permitia a proliferação dos seres vivos que se alimentavam destas bactérias fotossintéticas. Viviam perto da superfície de forma a poderem absorver determinados comprimentos de onda da luz solar.

Hoje em dia bactérias semelhantes habitam em lagoas hipersalinas (Shark Bay na Austrália), frequentemente em regiões tropicais em baías com uma taxa de evaporação elevada.  O habitat destes procariontes fotossintéticos não permite serem fonte de alimento para organismos consumidores, Foto 4.

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Foto 4 – O delgado tapete microbiano pode assim ser por vezes atolado com finas particulas argilosas, obrigando as cianobatérias a crescer através dos sedimentos para se manter em contacto com a luz solar. Ao longo do tempo podem formar-se estruturas com várias camadas.

 Na maior parte dos fósseis encontrados os procariontes construtores destas estruturas não são preservados, mas a sua estrutura em camadas permanece. As bactérias constituídas por células pocarióticas terão sido os primeiros seres vivos a surgir nos oceanos, havendo registos fósseis deste tipo de orgnaismos com 3500 M.a. Proliferaram rapidamente e originram recifes primitivo em tudo idênticos aos estromatólitos atuais. A quantidade de oxigénio na atmosfera, há cerca de 2500 M.a., foi aumentando como consequência da actividade das bactérias fotossintéticas.

 

As aves são répteis!

O termo “fósseis, ou formas de transição” tem vindo a cair em desuso, pois refere-se a espécies extintas que representam um estádio intermédio entre dois grupos de organismos, e incorporam simultaneamente características ancestrais e derivadas dos mesmos.  O termo “fóssil de transição” é desadequado, tendo em conta a metodologia de classificação filogenética e o conhecimento sobre como a evolução atua.

Um fóssil que não é de transição – Archaeopteryx

Num terrível dia no final do Cretácico, um asteroide do tamanho de uma montanha embateu contra aquilo que é atualmente a costa do Iucatão, cravando-se na terra e desencadeando uma série de acontecimentos catastróficos. O final do Cretácico foi uma época de alteração global do clima do planeta com o nível dos mares a baixar, mares epicontinentais que secaram, terras separadas pela água que passaram a estar unidas e espécies novas que podiam migrar para novos territórios. Aquele embate na costa do atual México vaporizou rocha e gases nocivos espalharam-se pela atmosfera. Florestas foram obliteradas por todo o mundo e as temperaturas oscilaram de forma dramática. O impacto e as suas consequências num planeta em crise ambiental puseram fim ao reino dos dinossáurios.

Na verdade essa erradicação não foi completa  

A “Vida” encontrou uma maneira de subsistir e alguns “dinossáurios” sobreviveram à extinção. As aves modernas são o último ramo remanescente da árvore genealógica destruída dos dinossáurios, Imagem 1.

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Imagem 1 – Uma das árvores genealógicas proposta para  “família das aves”. A origem das aves dá-se a partir de dinossáurios terópodes (grupo ao qual pertence o Tyrannosaurus rex).  Não se pode afirmar que ocorre a transição dos dinossáurios para as aves, nem sequer dos répteis para as aves, pois do ponto de vista filogenético, as aves são dinossáurios e répteis. Procurar a transição entre répteis e as aves é como procurar a transição  entre os mamíferos e os primatas: não existe! Isto sob o ponto de vista taxonómico lineano, é claro. O que acontece é que as aves são répteis.

A paisagem infernal deixada pelo asteroide terá dado alguma vantagem aos antepassados das aves contemporâneas dos seus “primos” do Cretácico.

A mais antiga raiz conhecida da árvore genealógica das aves é o Archaeopteryx, Foto 1, com 150 milhões de anos. Embora atualmente nenhuma ave tenha dentes, o Archaeopteryx possuía mandibulas crivadas de dentes afiados. Tinha os membros anteriores equipados com garras e cauda longa e ossuda. Estas características que se foram perdendo nas aves, revelam laços próximos com os seus primos reptilianos. No entanto, no Archaeopteryx encontram-se também características de aves contemporâneas. Os seus fósseis mostram asas proeminentes cobertas por penas aerodinâmicas. Após a sua descoberta em 1860, a espécie foi considerada como uma etapa de transição entre os dinossáurios e as aves, mas poucos fósseis foram descobertos de forma a preencher as lacunas que existiam da evolução desta “transição”.

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Foto 1 – Em 1861, operários numa pedreira na Alemanha desenterraram fósseis de uma ave com a dimensão de um corvo, batizada de Archaeopteryx , que viveu há cerca de 150 milhões de anos. Possuía penas e outras características das aves hoje existentes, mas também vestígios de um passado reptiliano, como dentes na boca, garras nas asas e uma cauda longa e ossuda. Museu de História Natural – Estugarda, Alemanha.

E se os dinossáurios-avícolas ainda existissem em que família seriam colocadas as “aves”?

O método de classificação lineana, sugerido por Carolus Linnaeus foi desenvolvido sem noções de evolução, e talvez por isso está atualmente a cair em desuso para dar lugar a clasificações filogenéticas que procuram refletir a evolução de um grupo de organismos.

Em 1996 foi revelado o primeiro fóssil de um dinossáurio com penas, sem qualquer parentesco com as aves. Dezenas de espécies de dinossáurios com penas foram extraídas das formações rochosas chinesas do Cretácico. Dinossáurios não-avícolas e de aves primitivas, Foto 2, acompanhadas por penas, escamas e pele emergiram destas formações na China. As aves são excecionalmente diversificadas. Há mais de 10.000 espécies conhecidas, todas elas descendentes de um grupo de dinossáurios. Os mais recentes indícios genéticos e achados fósseis sugerem o aparecimento de, pelo menos, três linhagens de aves,  que emergiram durante o Cretácico e sobreviveram ao impacto do asteroide que matou três quartos da vida na Terra.

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Foto 2 – Rhamphorhynchus muensteri, Pterossauro do Mesozoico alemão. Museu de História Natural de Berlim, Alemanha.  Os Pterossauros constituem uma ordem extinta da Classe Reptilia que corresponde aos répteis voadores da Era Mesozoica. Embora fossem seus contemporâneos estes animais não eram dinossáurios. No percurso evolutivo, os organismos vão acumulado características morfológicas, mantendo ou perdendo os caracteres tido inicialmente. Os grupos taxonómicos, ou clados, são diagnosticados através de características morfológicas novas adquiridas e  partilhadas entre todos os membros deste clado.

No rescaldo da catástrofe, a diversidade dos sobreviventes aumentou explosivamente e a sua árvore ramificou-se velozmente.O asteroide que aniquilou os dinossáurios há cerca de 66 milhões de anos teria deixado alguns sobreviventes. Entre elas estariam certamente os antepassados das aves, que aproveitaram o nicho ecológico entretanto aberto para prosperar.

Fonte:

National Geographic – Maio 2018

Fósseis de transição, elos perdidos, fósseis vivos e espécies estáveis – Octávio Mateus