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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.

 

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

Reservas de gás no Algarve

O Algarve tem reservas de gás para 15 anos de consumo.

António Costa Silva, presidente executivo da Partex Oil &gás numa entrevista ao Expresso (25 de Setembro 2010), refere que  as reservas de gás natural exis­tentes no offshore algarvio são 20 vezes maiores do que as iden­tificadas na costa espanhola. A sua exploração reduziria a fatura energética de Portugal em mais de 100O milhões de euros por ano.

Em relação ao enquadramento geológico, ainda segundo a Partex Oil & gás há uma correlação grande en­tre a geologia do offshore de Portugal e a da zona da Terra Nova, onde há reservas de qua­se 1OOO milhões de barris de pe­tróleo. A empresa nortea mericana Paxton perfurou um poço no offshore português e o óleo encontrado é muito semelhante ao da Terra Nova. Se analisar­mos as descobertas no offshore da Mauritânia, também encon­tramos similaridades com a cos­ta portuguesa.

 “Desde 2002, quando o concurso terminou, a Repsol apresentou-se a concurso, é um concurso internacional aberto, a Repsol ganhou e hoje estamos senão me engano em 2010”, ironizou o especialista em pesquisa de gás natural e petróleo, questionando o Governo sobre o porquê de até agora não ter assinado o contrato.”A 40 quilómetros da costa algarvia existem reservas de gás natural suficientes para cobrir o consumo interno de Portugal durante 15 anos”, estimou António Costa da Silva.

O Algarve, segundo estudos divulgados, tem potencial elevado para gerar gás, com uma capacidade cerca de 20 vezes superior às reservas que foram encontradas nos campos do Golfo de Cádiz, em Espanha. António Costa da Silva recorda que na “bacia do Algarve existem os diferentes componentes para procurar gás natural”.

Existem rochas geradoras de hidrocarbonetos, armadilhas estruturais, rochas reservatório, há migração dos fluidos e já foram perfurados cinco poços no passado, recordou o especialista, acrescentando que valeria a pena perfurar no deep offshore (nas águas profundas) e desenvolver o projeto, porque os riscos associados são “pequenos e os benefícios para o Algarve e país seriam enormes” defende o administrador da Partex.

Recorde-se que a exploração de hidrocarbonetos na costa algarvia, um assunto falado há mais de 15 anos, teve em 2007 desenvolvimentos, quando o Governo firmou em Janeiro desse ano três contratos com um consórcio composto pela empresa australiana Hardman Resources e pelas empresas portuguesas Partex e Galp, concessionando a pesquisa e exploração de hidrocarbonetos ao largo da Costa Vicentina. Já a concessão ao largo da ria Formosa, a que concorreu um consórcio liderado pela empresa espanhola Repsol, também deveria ter sido assinado naquele ano, alegadamente sem concurso público.

O assunto foi levado ao Parlamento pelo líder regional do PSD, Mendes Bota, que afirma não existirem garantias de que a região seja indemnizada, em caso de um acidente ou desastre ambiental. “Há apenas um seguro que retira uma pequena percentagem do orçamento anual das companhias petrolíferas, mas que de maneira nenhuma cobre os prejuízos em caso de catástrofes”, referiu na altura o deputado social-democrata, para quem a região vai ficar numa posição de alto risco e ainda mais vulnerável a acidentes ecológicos com consequências desastrosas, uma vez que “já passam centenas de petroleiros pela costa da região, mas com estas explorações vão passar muitos mais e o risco vai ser agravado”.

Acidente Ecológico ou benefício “entre 1 400 a 1 500 milhões de euros por ano”?

“Mapear os recursos naturais em Portugal” é, pelo seu lado, o concelho que António José Silva deu ao Governo, referindo que a estimativa de gás que se poderia retirar do Algarve pouparia ao país “entre 1 400 a 1 500 milhões de euros por ano”.

Em sua opinião, gerar emprego ou diminuir a dependência energética de Portugal em relação ao exterior são outros dos benefícios que poderiam advir da descoberta de gás natural ao largo do Algarve.

“O país paga uma fatura energética elevada e não podemos esquecer que cerca de 15 por cento tem a ver com importações de gás natural”, sustentou no colóquio em Loulé o administrador da Partex, que pertence à Fundação Calouste Gulbenkian.

“Os espanhóis exploram gás natural desde 1976 no Golfo de Cádiz, mas Portugal, ao nível do seu posicionamento estratégico, tem fragilidades e não conseguimos projetar o país a 20 a 30 a 50 anos”, lamentou, afirmando que o Estado “tem uma missão de soberania para explorar os recursos”, porque Portugal tem das “maiores zonas económicas exclusivas do mundo com recursos mapeados”.

Fonte do post : Expresso 25 de Setembro 2010

Granito nodular da Castanheira

Situada a poucos quilómetros da vila de Arouca, a serra da Freita, ou serra da Arada, é uma das mais belas do nosso país quer paisagística quer geologicamente. Relativamente à utilização do sítio, de destacar o evidente valor científico e didáctico. Tem ainda elevado interesse turístico e grande potencial económico desde que devidamente planeada uma estratégia de geoconservação, valorização e promoção do local.

Junto da povoação de Castanheira, a pequena distância da Mizarela, ocorre no meio dos xistos metamórficos um pequeno afloramento de granito (alguns autores consideram como sendo um quartzodiorito) constituído por oligoclase, quartzo, moscovite, biotite e um pouco de albite. A queda da Mizarela, com cerca de 100 metros de altura situa-se no contacto desta rocha com os xistos metamórficos (com grandes cristais de estaurolite).

Foto 1 – Frecha da Mizarela – Deste Local Panorâmico observa-se a mais alta queda de água de Portugal, situada no contacto entre o granito da Serra da Freita e as rochas xisto-grauváquicas ante-ordovícicas. Como o granito é mais resistente à erosão fluvial do rio Caima, do que a generalidade dos xistos e grauvaques, ao longo do tempo formou-se um assinalável desnível, superior a 70 metros, tendo-se originado a Frecha da Mizarela.

Este geossítio, “Pedras Parideiras”,  corresponde a um pequeno corpo granítico, com a área aproximada de 1 km2, com idade estimada de 313-320 Ma e contemporâneo do Granito da Serra da Freita, sendo geologicamente conhecido por Granito nodular da Castanheira, nome que lhe advém da sua proximidade à aldeia da Castanheira e à sua textura nodular. Este corpo granítico é diferenciável dos restantes pela presença de nódulos, que lhe conferem características únicas em Portugal e, tanto quanto conhecemos, em qualquer outra parte do mundo. Os nódulos possuem uma dimensão variável entre 1 e 12 cm e são constituídos externamente por uma capa de biotite e internamente por um núcleo quarzto-feldspático, apresentando-se fortemente achatados, com uma distribuição diferenciada e orientação bem determinada no seio do corpo granítico (Assunção & Teixeira, 1954).

O granito (quartzodiorito) apresenta uma particularidade notável e única em granitóides portugueses, ou seja abundantes nódulos de biotite que lembram medalhões. Esses nódulos destacam-se facilmente da rocha deixando nela o seu molde côncavo forrado pela biotite.

Como terão surgido os nódulos no Granito nódular da Castanheira ?

Como já foi referido, o granito (quartzodiorito) apresenta uma particularidade notável e única em granitóides portugueses, ou seja abundantes nódulos de biotite que lembram medalhões. Esses nódulos destacam-se facilmente da rocha deixando nela o seu molde côncavo forrado pela biotite. Em geral, os nódulos apresentam contorno equatorial circular a secção biconvexa. As suas dimensões são variáveis. Aparecem ora separadas uns dos outros ora bastante concentradas na rocha. De um modo geral constam de um núcleo quartzo-feldspático de albite-oligoclase, sendo o quartzo em geral, mais abundante que o feldspato. Este núcleo é envolvido por capas concêntricas.

O granito da Castanheira é considerado uma “anomalia” do granito da Serra da Freita. Em 1993, três geólogos do Reino Unido publicaram um estudo sobre a génese deste granito. Concluíram que a sua formação terá ocorrido devido à separação, na fase final da cristalização magmática do granito da Serra da Freita, de um fluido cloretado rico em voláteis. No processo ter-se-à gerado um gradiente químico na interface magma / bolha de voláteis, que favoreceu a complexação e a mobilização de ferro do magma residual. A bolha, menos densa que o magma, terá ascendido, ficando como que a flutuar no tecto desta porção da câmara magmática

Como explicar a libertação dos nódulos – “Pedras Parideiras” ?

Segundo José  Lobo e Bruno Novo , do Visionarium, a termoclastia constitui um tipo de agente de meteorização, provocada pela variabilidade da temperatura na superfície dos materiais rochosos, provocando uma variação no volume. Os encraves dilatam-se, como reacção a temperaturas elevadas, e contraem-se por reacção ao arrefecimento. Como as rochas são em geral agregados poliminerálicos, e devido ao facto de cada mineral apresentar diferentes valores de coeficiente de dilatação, surgem diferentes velocidades de expansão e contracção. As partes mais externas das rochas, sujeitas a fortes amplitudes térmicas diurnas vão-se fracturando.

A desagregação pela gelivação é das mais eficazes em termos de fracturação, embora seja um mecanismo de carácter sazonal e que ocorre, predominantemente, em zonas de alta montanha. Este agente, contribui activamente para o “parir” do nódulo de biotite. A água contida nas fracturas, quando a temperatura é menor que 0ºC, começa a gelar na parte mais superficial. À medida que a temperatura exterior baixa, as cunhas de gelo vão crescendo no interior das fracturas. A água ao congelar, aumenta de volume (cerca de 10%), exercendo consequentemente, uma grande pressão, no interior dessas fracturas, provocando o seu alargamento e prolongamento. Logo, promove a desagregação das rochas, e o consequente “parir” do encrave biotítico.

As Pedras Parideiras, paulatinamente afloram à superfície da rocha, desprendem-se e vão-se acumulando no solo. Por isso, os camponeses da região chamam à rocha “a pedra que pare pedra”, isto é, a rocha que produz uma outra rocha.

Fontes :

http://journals.cambridge.org/action/displayAbstract?fromPage=online&aid=4423724

http://www.arouca.biz/Turismo/Geossitios/Pedras_Parideiras_200911182297/

http://www.cienciahoje.pt/index.php?oid=2345&op=all