Geocientista - aventuras de mestrado

PROCESSOS DE DOLOMITIZAÇÃO DURANTE A EVOLUÇÃO DAS BACIAS SEDIMENTARES

2014-04-09T23:15:00.001+01:00

A dolomitização é um processo de extrema importância no âmbito da petrogénese e alteração das rochas, pois este processo influência a porosidade das rochas, com implicações importantes em geologia do petróleo.

A dolomite ainda que se possa formar num processo sedimentar primário, com deposição de carbonato de magnésio em vez de cálcio, surge geralmente associada a um processo secundário de alteração de formações ricas em carbonato de cálcio, em que ocorre substituição dos iões de cálcio por magnésio – a dolomitização. Este processo implica uma recristalização a larga escala, sendo que geralmente as estruturas sedimentares primárias são completamente apagadas.

Sob condições óptimas, as plataformas carbonatadas tendem a ter períodos de sobreprodução, mas tal só ocorre se a taxa de produção de carbonato exceder o carbonato necessário para consumo das águas pouco profundas. A maior parte da produção de sedimento carbonatado está restringido aos 100m de coluna de água, sendo que ela é máxima nos primeiros 20m (Reading, 2008). Deste modo, são os ambientes pouco profundos que registam a expansão de plataformas carbonatadas ou em pequenos incrementos de subida do nível médio das águas do mar. Uma vez que a produção de carbonatos se encontra tão restrito, ela é dependente do nível médio das águas do mar. Deste modo, as formações carbonatadas podem durante a sua formação e litificação ficar emersas com frequência, e em profundidade podem inclusivamente concorrer fases aquosas com elevada salinidade com as de baixa salinidade, devido à sua posição de confrontação entre meio marinho e continental.

Althoff (1977) verificou que a estrutura da dolomite é idêntica à da calcite, sendo que na calcite magnesiana, o Mg não está ordenado, substituindo aleatoriamente o Ca. Ao contrário, na dolomite, o Ca e o Mg encontram-se bem ordenados. No seu estudo, verificou que a dolomite é mais estável do que a calcite ou a aragonite em meio marinho, podendo precipitar espontaneamente. Este facto, apesar de cientificamente possível, não é observado com frequência nos ambientes sedimentares. O que se verifica, uma vez que a calcite biogénica contém elevado carbonato de magnésio e é metaestável, é a recristalização secundária da calcite como dolomite, durante ou após a litificação. Lippmann (1973) percebeu que apesar de ter mais potencial, não é comum ocorrer dolomite primária devido à disponibilidade do Ca e Mg para precipitar como carbonatos, estando relacionado com a afinidade do Mg à molécula de água, fazendo com o que Ca esteja geralmente mais disponível como uma fase anidra carbonatada. Desta forma, apesar de ocorrer preferencialmente precipitação de calcite primária, devido à maior estabilidade da dolomite, durante a evolução de uma bacia sedimentar, ocorre o processo de dolomitização. A dolomite é um pouco mais densa do que a calcite, sendo a diferença de tamanho entre o Ca e o Mg o factor que promove um empacotamento mais próximo na dolomite. Ao ordenar o Mg e o Ca na dolomite, ocorre diminuição do volume do cristal, sendo então a formação de dolomite favorecida com o aumento da pressão, neste caso, com o empilhamento sedimentar durante o preenchimento das bacias sedimentares.

Ainda que a dolomite possa precipitar directamente de soluções com Mg, Ca e iões carbonato para formar cimento ou sedimento não litificado (Al-Awadi et al., 2009), como por exemplo em mares onde ocorra elevada evaporação e precipitação de gesso, a maior parte de dolomite forma-se por alteração química de rochas carbonatadas, que geralmente ficam instáveis ao estarem em contacto com fluidos ricos em Mg. Segundo estes autores, existem 3 modelos principais para a formação de dolomite: o enterramento diagenético, o hidrotermal e o de mediação microbiana.

No modelo de enterramento diagenético ocorre preenchimento dos poros por fluidos aquosos em processos diagenéticos pouco profundos ou pode ocorrer a interacção entre fluidos e rocha, resultando na alteração dos fluidos intersticiais. Este tipo de interacções ocorre geralmente em ambiente redutor e após litificação dos sedimentos. Atendendo ao seu processo de formação, geralmente a partir de águas mais quentes, a assinatura destes dolomitos resulta em δ¹⁸O negativos. Já no modelo hidrotermal ocorre, geralmente, formação de dolomitos maciços, especialmente associados a zonas de falha. Este tipo de dolomito forma-se a partir da circulação de águas profundas da bacia, que ascendem por condutas permeáveis, sejam elas falhas ou fracturas. Isto promove, geralmente no bloco a tecto, uma intensa dolomitização. Por último, no modelo de mediação microbiana as dolomites formam-se devido à acção redutora de bactérias em sulfatos, associado a ambientes marinhos restritos ou costeiros hipersalinos. Este tipo de modelo é frequente na actualidade, e pouco conhecido em sequências mais antigas.

Vários autores (Gomez-Rivas et al., 2011) consideram que o modelo hidrotermal é um dos processos mais importantes na degradação ou na formação de porosidade e permeabilidade em carbonatos. Com o enterramento e as temperaturas elevadas, a dolomite hidrotermal forma-se por interacção de uma ou mais soluções, preferencialmente de água do mar, com carbonatos. Associada a este génese, são comuns assinaturas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr baixas. Os resultados destes autores indicam que a temperaturas próximas de 100⁰C a dolomitização é favorecida, sendo necessário um contraste de pelo menos duas ordens de permeabilidade para que a dolomitização ocorra preferencialmente em determinados níveis. Uma vez que a dolomitização pode conduzir a alterações na permeabilidade das rochas, ao ocupar fracturas e poros, após uma primeira fase de dolomitização, pode ocorrer um segundo episódio que seja mais focalizado e que se detenha em determinados níveis (Ribeiro, 2005).

Atendendo à variabilidade de processos que conduzem à dolomitização, em que parte corresponde a modelos complexos de interacção de fluidos-rocha, e que depende dos materiais de deposição primária, é expectável diversos cenários, com sucessão de fases de dolomitização, intercaladas com exposição subaéra, silicificações ou outro qualquer processo diagenético e cuja diversidade pode ser temporal ou espacial, consoante as litologias e fluidos envolvidos. Além de ocorrer secundariamente, também associada a paleo exposições aéreas, pode ocorrer dolomitização por preenchimento de paleocarsos, processo observado em alguns casos actuais (Alonso-Zarza e Martín-Pérez, 2008).

Conto do Pré-Câmbrico

2012-09-24T16:19:00.000+01:00

A quantidade de registo rochoso, aliado à variabilidade de organismos fossilizados durante o Fanerozóico, torna este Éon um livro de contos frutuoso. É no entanto, antes do Câmbrico, que a história se torna mais agonizante, uma vez que as origens da vida se escondem nos pequenos cratões existentes, e por debaixo de milhões de anos de história.

O Hadeano (4.55 – 4.0Ga) é o princípio. E o princípio da Terra terá sido desolador. No entanto, a Terra evoluía e acredita-se hoje em dia, que mais rápido do que antes se pensava. As evidências do que terá ocorrido nos primeiros milhões de anos de vida da Terra, há cerca de 4,56Ga, são indirectas. Não há um registo rochoso conhecido desta altura, porque muito provavelmente ainda não existiriam condições para que se formasse uma crusta sólida. Existiria um mar de magma. Mas a Terra já se estaria a diferenciar.

O registo rochoso do Arcaico é bastante mais vasto que o do Hadeano. As rochas mais antigas deste éon encontram-se na Gronoelândia, na Península de Isúa (3.9-3.7Ga). Logo a seguir as rochas do norte de Michigan (3.7-3.5Ga) e o cratão de Kaapvaal na Swazilândia (3.6-3.4Ga; fig.1) são as mais antigas.

Fig.1 - Cratão de Kaapvaal na Swazilândia

Diversas teorias têm sido feitas ao longo dos anos e algumas estão sumarizadas em trabalhos como os de [22, 25]. O papel do RNA como elo de ligação com a origem já tinha sido proposto, apesar de faltarem explicações para o mecanismo energético capaz de fazer o rearranjo tridimensional (estrutura terciária) necessário para formar as bases nucleótidas [22]. Foi então sugerido que a vida deveria advir de moléculas orgânicas individuais, que por uso de um fluxo existente de energia e matéria se ordenassem e assim gerando um registo genético simples [25].

No entanto foram necessários trabalhos como os de [23,24, e anteriores] para invocar a energia que faltava a estas moléculas e o ambiente em que terá ocorrido o começo da vida. A proposta de [23] de que a vida terá tido como berço no empacotamento das micas (fig.2) traz um mecanismo para a energia necessária à replicação das moléculas e ao seu crescimento, essencial para a vida [25]. Assim, resguardada do ambiente externo hostil, a entropia seria baixa o suficiente para que a vida pudesse progredir, mas os ciclos de expansão e contracção seriam úteis para a síntese das moléculas, mas não tão violentos como os de certas argilas. Ao mesmo tempo, a composição das micas, muitas ricas em K e NH4, terá sido fundamental na construção de moléculas orgânicas e a própria estrutura cristalina das micas, construída com base nos aniões, terá servido como modelo para as biomoléculas [23]. O trabalho de [24] vem enquadrar trabalhos anteriores feitos com 13C orgânico, tendo sido identificadas várias rochas com vestígios de vida [26, 30]. Mas foram identificados indícios de vida em rochas com 3.8Ga no cinturão supracrustal de Isua (Gronoelândia), em especial nos serpentinitos (fig.2; [24]). Estes autores analizaram isótopos de Zn em diversos serpentinitos do mundo bem como estes do Arcaico, que se terão formado num ambiente de back-arc (presença de boninites, uma rocha similar ao andesito).

Fig.2. Modelo do Mica-sheet

Foi identificado um padrão idêntico entre estes serpentinitos e os das Marianas, com um marcado empobrecimento nos isótopos pesados em relação à média das rochas ígneas, interpretado como resultado da interacção com fluidos hidrotermais com pH elevado e temperaturas médias, favoráveis à síntese de aminoácidos [24]. As assinaturas geoquímicas de amostras recolhidas dos vulcões de lama e a dos serpentinitos de Isua são idênticas, e atendendo à existência de vida extremófila e ao potencial deste ambiente como fonte de fósforo, e não como reservatório, como o que ocorre nas chaminés hidrotermais perto dos rifts, acredita-se que poderá ter sido neste contexto o berço da vida. Aos 3.5Ga já são reconhecidas em várias rochas sedimentares do Arcaico fósseis de cianobactérias e estromatólitos, uma interacção entre os bio- e os geosistemas [31].

Ainda antes do final do Arcaico, um novo passo na evolução ocorre, sendo encontrados biomarcadores de tipo esteranos em bitumes alojados em filitos com 2.7Ga nos Fortscue e Hamersley Groups (Pilbara Craton, W. Australia), representantes de membranas de eucariotas [35]. Estes biomarcadores foram encontrados com vestígios de cianobactérias, cujos biomarcadores sugerem que fariam com que o ambiente fosse o suficientemente oxigenado para permitir a respiração aeróbia.

A evolução continua a dar passos no Proterozóico e o primeiro ser multicelular é reconhecido com 2.1Ga, a Grypania spirales, na Negaunee Iron Formation (Michigan; fig.3; [36]).

Fig.3. Grypania spiralis

O próximo passo evolutivo encontra-se registado na Hunting Formation (Canadá), onde ocorrem uns carbonatos com fendas de tracção, estructuras tepee e chertes diagenéticos. Esta associação revela que seriam carbonatos de águas pouco profundas, de ambiente inter- a supratidal. Nesta formação e em intraclastos tabulares, foram identificados vestígios de uma alga vermelha, a Bangiomorpha pubescens, com diferenciação dos gâmetas/esporos [38]. É por isso identificada como a primeira evidência de multicelularidade complexa e de reprodução sexuada aos 1.2-1.0Ga.

Fig.4. Nimbia occlusa e Aspidella terranicova

Com a fragmentação da Rodínia (750Ma; [45]) ter-se-ão formado plataformas pouco profundas, muito oxigenadas e ricas em nutrientes, tendo potenciado a variabilidade biológica. Curiosamente, é por volta dos 800-700Ma que se verifica no registo geológico um declínio substancial de estromatólitos, e aos 650-620Ma surgem as primeiras evidências inequívocas de metazoários [46, 47], apesar de existirem vestígios anteriores (710Ma; fig. 4; [49]) – fauna de Ediacara – sendo possível que as histórias destes dois grupos estejam inter-relacionadas e dependentes da fragmentação de um supercontinente. Também como resultado deste evento tectónico, a Terra mergulhou numa sucessão de glaciações profundas que também terão tido o seu papel na evolução biológica [47,48] e nos ciclos biogeoquímicos [45].

Referências
[22] Meyer, S. 2007. DNA and the Origin of Life: Information, specification and explanation, in Darwinism, Design and Public Education, p.44.

[23] Hansma, H.G. 2010. Possible origin of life between mica sheets. Journal of Theoretical Biology 266, 175-188.

[24] Pons, M.L., Quitté, G., Fujii, T., Rosing, M.T., Reynard, B., Moynier, F., Douchet, C. and Albarède, F. 2011. Early Archean serpentine mud volcanoes at Isua, Greenland, as a niche for early life. PNAS, vol. 108 (43): 17639-17643.

[25] Peretó, J. 2005. Controversies on the Origin of Life. International Microbiology, 8, 23-31.

[30] Rosing, M.T. 1999. ¹³C-Depleted Carbon Microparticles in >3700-Ma Sea-Floor. Science 29, 674-676.

[31] Barriga, F. 2011. A Terra primitive e a Origem da Vida in M.A. Martins-Loução (Coord.) A Aventura da Terra: Um planeta em Evolução. Lisboa, pp. 37-42.

[35] Brocks, J.J., Buik, R., Summons, R.E. and Logan, G.A. 2003. A reconstruction of Archean biological diversity based on molecular fossils from the 2.78 to 2.45Ga Mount Bruce Supergroup, Harmersley Basin, Western Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67 (22): 4321-4335.

[36] Han, T.M. and Runnegar, B. 1992. Megascopic Eukaryotic Algae from the 2.1-billion-year-old Negaunee Iron Formation. Science, 257: 232-235.

[38] Butterfield, N.J. 2000. Bangiomorpha pubescens n. gen., n. sp.: implications for the evolution of sex, multicellularity, and the Mesoproterozoic/Neoproterozoic radiation of eukaryotes. Paleobiology, 26(3): 386-404.

[45] Santosh, M. 2010b. Supercontinent tectonics and biogeochemical cycle: A matter of “life and death”. Geosciences Frontier, 1: 21-30.

[46] Silva, C.M. 2011. A evolução dos invertebrados e a Paleobiodiversidade. Martins-Moução (Coord.) A Aventura da Terra: Um planeta em Evolução. Lisboa, pp. 65-72.

[47] Narbonne, G.M. 2005. The Ediacara Biota: Neoproterozoic origino f animals and their ecosystems. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 33: 421-442.

[48] Lorentz, N.J. and Corsetti, F.A. 2007. Another test for snowball Earth. Geology, 35(4): 383-384.

[49] Meert, J.G., Gibsher, A.S., Levashova, N.M., Grice, W.C., Kamenov, G.D. and Ryabinin, A.B. 2011. Gondwana Research, 19: 867-880.

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E este pdf sumariza os grandes passos evolutivos como as rochas que os contêm contam: Slideshow Evolução

Figura que representa os vestígios de microfósseis encontrados por uma equipa de geólogos de Oxford

These so called "microfossils" were discovered in a slab of sandstone at Strelley Pool in Western Australia, a region researchers say was likely one of the first known stretches of beach on a much younger Earth — one with environmental conditions very different from the ones we know today. In the absence of oxygen-providing plant life, the Earth's atmosphere was thick with methane; the oceans steamed with heat; and the moon, orbiting much closer to our planet than it does today, caused the sea's tides to swell and decline in dramatic fashion

Agosto, 2011 - A notícia inteira aqui

CAP DE CREUS - Um caso de Livro

2012-09-05T19:48:00.000+01:00

Cap de Creus encontra-se no Nordeste de Espanha, no SE dos Pirinéus espanhóis e limitado a este pelo mar mediterrâneo (Fig.1).

Figura 1. Localização geográfica de Cap de Creus e representação das zonas principais de milonitização e as zonas metamórficas da silimanite e cordierite-andaluzite da área em estudo. Adaptado de Druguet (1997).

Cap de Creus situa-se na zona axial varisca dos Pirinéus. Os protólitos das formações que afloram nesta área consistiam em psamitos e pelitos pré-câmbricos a cambro-ordovícios que durante o Varisco foram sujeitos a metamorfismo prógrado de baixa-pressão na fácies dos xistos verdes – anfibolítica, dando lugar a micaxistos (Druguet, 2001). O grau metamórfico aumenta para NE, resultando num gradiente metamórfico de xistos com clorite-muscovite a sul para xistos com silimanite-feldspato potássico e migmatitos a norte (Fig.1).

Esta sequência foi posteriormente intruída por dois granitos variscos na zona mais a sul da área em estudo, sendo que vários corpos quartzodioríticos, leucograníticos e tonalíticos são encontrados na zona de migmatização, mais a oeste da área em estudo, e vários corpos pegmatíticos com muscovite e turmalina (Piazolo e Passchier, 2002).

A região foi afectada por dois eventos de deformação variscos, D1 e D2, que afectam as litologias pré-variscas. D1 produz uma foliação precoce e boudinagem dos veios de quartzo pré ou sin-D1 (Piazolo e Passchier, 2002). Tanto a S1 como os veios boudinados são paralelos à estratificação. Também ocorre dobramento isoclinal das segregações de quartzo (Fusseis et al., 2006). A fase principal de deformação, D2, desenvolve-se durante o metamorfismo prógrado. A S1 é dobrada e cisalhada na fácies anfibolítica, conduzindo à formação de dobramento isoclinal local (Fusseis et al., 2006). A maioria dos corpos pegmatíticos e pelo menos uma geração de veios de quartzo são sin-D2 e sin- pico metamórfico. A D2 é proposta como sendo uma fase transpressiva esquerda, com uma componente extensional vertical muito forte (Piazolo e Passchier, 2002). Segundo estes autores, as zonas de cisalhamento de Cap de Creus são reconhecidas como a fase D3, formando-se durante a fase de retrogradação do metamorfismo. Estas zonas são caracterizadas por rotação contínua do S1 e S2 para o paralelismo com os bordos da zona de cisalhamento dúctil (z.c.d). A D3 é fraca ou encontra-se ausente fora das zonas de cisalhamento discretas, que se consideram como sendo cisalhamentos simples progressivos, não controlados pela litologia. Na região Norte de Cap de Creus, estes cisalhamentos formam uma rede interconectada de cisalhamentos transpressivos direitos. Este regime leva à recristalização do quartzo nos milonitos durante a D3 por rotação dos subgrãos (SGR) e por bulging, indicando temperaturas sindeformacionais à volta dos 450±50ºC (Fusseis et al., 2006) na fácies dos xistos-verdes. Fusseis e Handy (2006) sugerem que a fracturação deverá ter ocorrido concomitante com a deformação retrograda que conduziu à milonitização.

Foram recolhidas 8 amostras, sendo que as amostras Cre7 e Cre8 correspondem ao encaixante metamórfico (Fig.2), as amostras Cre2, Cre3 e Cre13 correspondem aos filões pegmatíticos, sendo que Cre2 se apresenta mais encostada à zona de cisalhamento (Fig.2), e as amostras Cre1, Cre5 e Cre6 correspondem a rochas colhidas na banda cisalhante (Fig.2).

Figura 2. Localização das amostras. Retirado de Google Maps.

Tabela 1. Tabela Resumo com as características das amostras em estudo. Qz-quartzo; Plag-plagioclase; bt-biotite; musc-muscovite; fibr-fibrolite; St-estaurolite; turm-turmalina; felds-feldespato; Ext.Ond – extinção ondulante; recrist-recristalização dinâmica; sub-granul-subgranulação; maclas mec-maclas mecânicas; along- alongado.

Discussão e Conclusões

A paragénese principal da rocha encaixante é quartzo+biotite+muscovite±fibrolite±estaurolite (Fig.24), indicativo de grau metamórfico médio a elevado, na fácies anfibolítica, temperaturas entre os 500 e os 650ºC (Blatt e Tracy, 1995).

Figura 24. Fibrolite bem desenvolvida na S1 da Cre7, registando que esta rocha esteve pelo menos na fácies anfibolítica.

O encaixante evidencia uma deformação precoce, verificando-se duas foliações anteriores à fase de deformação cisalhante dúctil. Em algumas ocasiões é possível ver que S1 está dobrada, sendo que geralmente ela é transposta e paraleliza com S2, que se desenvolve plenamente, durante a fase de maior grau metamórfico, identificando-se o crescimento de fibrolite e estaurolite.

Figura 25. À esq. esquema da textura da amostra Cre7 e à dta. o mesmo esquema para a amostra Cre1. A preto quartzo e plagioclase; a amarelo, biotite e muscovite. M - domínio de micas e Q - domínio de quartzo. V - veio recristalizado de quartzo numa fractura intergranular.

Verifica-se entre a amostra Cre7 e a Cre1 a redução da percentagem de minerais micáceos, tanto em volume como dimensão. Ao mesmo tempo, observa-se uma redução do tamanho dos grãos de quartzo e plagioclase, que na Cre1 assumem como um alongamento, variadas vezes monoclínico, conferindo um aspecto bandado incipiente (Fig.25). A deformação, além de proporcionar a recristalização do quartzo, está na origem da fracturação existente nesta amostra, onde ocorre recristalização do quartzo, pelo que deverá ser concomitante com a fase de recristalização da rocha.

Figura 26. À esq. esquema da textura das amostras cre7 e cre13 e à dta. o mesmo esquema para a amostra cre6. A preto quartzo e feldespatos (grãos de >dim), a amarelo, biotite. M - domínio de micas, S - domínio siltoso e V - domínio do veio.

Uma vez que a amostra Cre6 é um xisto recristalizado e intruído por um veio recristalizado de quartzo e feldespato, era necessário conjugar um xisto com um pegmatito, de modo a poder comparar os resultados. No que diz respeito à parte mais xistenta da rocha, observa-se de um modo geral redução do grão, especialmente evidente para uma parte das micas, e alongamento dos grãos de quartzo, segundo a foliação principal (Fig.26). Do mesmo modo, ainda que não tão evidente, parece haver redução do tamanho de grão no domínio V, sendo que algo mais evidente é que os bordos dos grãos são muito mais lisos e regulares, ao contrário do que acontecia no encaixante.

Figura 27. À esq. esquema da textura da amostra cre2 e à dta. o mesmo esquema para a amostra cre5.

Na rocha fundamentalmente monominerálica, o que se observa é uma redução bastante elevada da dimensão dos grãos de quartzo (Fig.27), ao mesmo tempo que se observa suavização dos bordos dos mesmos, apresentando na Cre5 bordos lisos.

Figura 28. Interpretação do contexto de deformação das amostras em estudo. PEG – Corpo pegmatítico; Xt-bt-musc – Xisto com biotite e muscovite; z.c.d. – Zona de cisalhamento dúctil.

As amostras cre7 e cre8 apresentam alguma deformação, mas suave, e que poderá estar relacionada com a sua evolução durante as fases de deformação D1 e D2, que conduziram à formação da rocha encaixante metamórfica. Por isso, estas duas amostras encontram-se no encaixante da zona de cisalhamento, aparentemente pouco afectadas pela D3 (Fig.23). Já as amostras Cre13, Cre 2 e Cre6, apresentam recristalização e deformação dúctil, mas ao mesmo tempo deformação frágil, com a abertura de fracturas, umas vezes intragranulares a transgranulares e no caso da Cre6 intergranular com recristalização de quartzo, indicando que a fracturação terá sido concomitante com o processo de recristalização da rocha, na fácies dos xistos-verdes inferior, uma vez que se identifica chl-musc-qz nas fracturas. Por isso estas amostras encontram-se numa zona mais superficial que as demais (Fig.28). Já as amostras Cre3, Cre5 e Cre1 são o produto da recristalização de veios pegmatíticos e dos micaxistos, evidenciando processos de deformação dúctil, mais intenso na Cre3 e Cre5 em que a rocha é fundamentalmente monominerálica, sem comportamento frágil, e passa à Cre1 que estando dentro da zona de cisalhamento, regista ainda fases de recuperação e 70% de recristalização dinâmica, justificando-se por ser uma rocha com maior variedade composicional e com domínios pouco ricos em quartzo, ocorrendo algum retardamento dos processos de recristalização, já que os grãos de quartzo não se encontram totalmente interligados (Passchier e Trouw, 2005) e sendo por isso, considerada como uma rocha mais interna na zona de cisalhamento (Fig.28). Esta interpretação é feita, também, tendo em conta a localização no campo de cada amostra (Fig.2).

Algumas amostras evidenciam processos de recristalização dinâmica, sendo que a forma dos grãos, essencialmente do quartzo, e em conjunto, permitem retirar informações relativamente ao processo que as formou (Passchier e Trouw, 2005). Assim sendo, na amostra Cre1, os grãos de quartzo são maioritariamente alongados com bordos frequentemente lisos. Este tipo de textura está geralmente associado ao processo de recristalização por rotação dos subgrãos (SGR). O mesmo se verifica na amostra Cre5 e na amostra Cre6, sendo que na Cre5 em vez de grãos alongados, observa-se redução da dimensão do grão. A amostra Cre2, apesar de pertencer ao conjunto das rochas encaixantes pegmatíticas, encontra-se geneticamente associada à zona de cisalhamento, uma vez que apresenta forte recristalização. Esta rocha apresenta além de tudo, grãos de quartzo irregulares e lobados, indicativo de outro processo de recristalização, de elevada temperatura, a recristalização por migração das fronteiras de grãos (GBM). O mesmo parece acontecer com a amostra Cre3, no entanto esta rocha parece sofrer recristalização a partir dos dois processos, o de SGR e GBM, com a presença de grãos alongados com bordos lisos a lobados. A amostra Cre13 também apresenta algum processo de recristalização, sendo que neste caso se identifica bulging, um processo associado a zonas de baixa temperatura e elevada tensão diferencial (Passchier e Trouw, 2005).

De um modo geral, a fase de deformação D3 está associada aos processos de SGR e bulging, sendo que o processo de GBM incipiente poderá estar ligado ao facto das amostras Cre2 e Cre3 serem constituídas essencialmente por quartzo, um mineral que a média temperatura (500ºC) começa a deformar-se essencialmente através desse tipo de recristalização (Passchier e Trouw, 2005). Deste modo, a fase de deformação associada à actuação do cisalhamento dúctil a 300-500ºC (temperaturas associadas a bulging e SGR do quartzo), sendo que pelo comportamento dos feldespatos, que geralmente apresentam maclas e extinção ondulante, se poderá constranger a temperatura entre os 400 e 500ºC, estando deste modo associado à fácies dos xistos-verdes (Passchier e Trouw, 2005).

Além da deformação dúctil, em algumas amostras (Cre2, Cre6 e Cre13) foi identificada fracturação, umas vezes intragranular e transgranular, enquanto que noutras ocasiões fracturação do tipo intergranular com preenchimento de quartzo, clorite e muscovite ou de apenas quartzo recristalizado por SGR, o que combinado, resulta numa temperatura de fracturação à volta dos 400ºC (Blatt e Tracy, 1995; Passchier e Trouw, 2005). Isto indica que a D3 decorre na fase de retrogradação metamórfica e que a fracturação poderá ter ocorrido concomitante com a deformação dúctil, possivelmente resultando de contraste reológico dos materiais em combinação com uma posição estrutural superior em relação às restantes amostras que não exibem fracturação tão evidente. O aumento pontual da tensão diferencial numa determinada área da zona de cisalhamento, também poderia levar ao comportamento mais cataclástico da rocha, permitindo a fracturação.

Relativamente à cinemática do cisalhamento em estudo, a análise sistemática de diversos marcadores em diferentes amostras, revelou serem preponderantes os indicadores de cisalhamento com movimentação esquerda, identificando-se marcadores do tipo mica-fish, fracturas antitéticas, figuram sigma e planos C’, sendo que os últimos são indicativos de deformação, essencialmente em regime dúctil, sendo particularmente evidentes na amostra Cre1, onde a foliação penetrativa anterior da rocha encaixante metamórfica potencia o desenvolvimento desta crenulação extensional (Passchier e Trouw, 2005).

Fotos: várias fontes na web.

A EVOLUÇÃO GEODINÂMICA DO SW DA IBERIA DESDE O EDIACARIANO AO DEVÓNICO

2012-08-21T16:49:00.000+01:00

Modelo (Segundo Linnemann et al., 2008 e Pereira et al., 2010)

A evolução do Sudoeste da Iberia remonta ao Ediacariano em que existiria um arco magmático continental na periferia do cratão Oeste Africano e que por volta dos 590-570Ma evoluiu para a abertura de uma back-arc. Esta evolução está registada na deposição de quartzograuvaques, filitos quártzicos, grauvaques e pelitos ricos em grafite com intercalações de chertes negros, associados a actividade hidrotermal, basaltos toleíticos (com pillow-lavas) e níveis calcários da Série Negra. A natureza quártzica destes sedimentos revela a maturidade do arco magmático, cuja actividade terá culminado aos 570-550Ma.

Figura 1. Evolução do SW Ibérico na transição Ediacariano – Câmbrico Inferior. Adaptado de Pereira et al. (2010).

A continuada evolução deste ambiente geodinâmico terá conduzido ao fecho da back-arc num regime oblíquo de subducção, das zonas leste peri-gondwânicas para as mais ocidentais (ZOM – Zona de Ossa-Morena), levando ao fecho da back-arc na ZOM por volta dos 545Ma, de acordo com dados obtidos a partir de zircões (Fig.1). O fecho da back-arc culminou mais tarde, entre os 545 e os 540Ma, com a colisão do arco com o continente. Estes eventos estão registados em rochas vulcânicas de carácter ácido a intermédio, tufos e em alguns conglomerados que apresentam clastos de rochas vulcânicas, granitóides, chertes negros e de filitos derivados da Série Negra, culimando em magmatismo félsico por volta dos 520-530Ma, associado aos complexos metamórficos derivados da deformação na região.

Na passagem ao Câmbrico Médio, o registo geológico revela evidências da abertura de um rift intracontinental com a deposição de uma espessa sequência sedimentar siliciclástica intercalada com sequências carbonatadas, com conglomerados, arenitos arcósicos, argilitos e calcários associados a basaltos andesíticos e basaltos (Fig.2). Os clastos dos conglomerados resultam da erosão de materiais deformados da Série Negra, apresentando foliação.

Figura 2. Evolução do SW Ibérico durante o Câmbrico Médio. Adaptado de Pereira et al. (2010).

Outra evidência desta fase de rifting é a existência de mais famílias de zircões no registo sedimentar deste período, revelando a existência de escarpas e rejogo de blocos, expondo crusta mais antiga, associada ao seu estiramento. Este intenso magmatismo e esta anomalia geotérmica deverão estar associados a um processo de slab break-off causado pela subducção de uma zona de rift sob o arco magmático, no final do Ediacariano, que causou empolamento astenosférico na placa suprasubducção e que devido à fraqueza estrutural na região, onde anteriormente se tinha aberto a back-arc, inicia-se um processo de rifting intracontinental aos 530-500Ma. A colisão da crista oceânica com o continente, recusando a subducção, terá levado também à transformação do limite convergente de subducção num regime de margem transformante (Fig.2).

Figura 3. Evolução do SW Ibérico do Orodovícico ao Devónico Inferior. Adaptado de Pereira et al. (2010).

Segue-se uma fase de rift-drift com o desenvolvimento do oceano Rheic, que segundo dados de zircão, terá ocorrido de oeste para este da Gondwana, num regime de rifting assimétrico e oblíquo (Fig.3). A partir dos 490-480Ma o vulcanismo félsico associado a intrusões de granitóides dá lugar a arenitos arcósicos, conglomerados e a topo quartzitos do Ordovícico Inferior, que revela a passagem a uma margem francamente passiva e que assim se mantém ao Devónico inferior.

Análogos Modernos

A evolução durante o Ediacariano do SW Ibérico revela semelhanças com a evolução do arco insular do Japão, em que a placa Norte Americana subducta a Placa Euroasiática/Amuria, tendo levado à formação de um arco magmático como actualmente se encontra na cadeia Andina e que mais tarde evoluiu, por desenvolvimento de uma back-arc, onde se instalou o mar do Japão, a arco insular. A evolução na passagem do Ediacariano ao Câmbrico Inferior desta região conduziu ao fecho da back-arc e colisão do arco com o continente, tal como o que se sucede em Taiwan entre o arco Luzon e o continente Eusoasiático, sendo que Taiwan corresponde a sedimentos da bacia forearc que está desde há 3Ma a ser acrecionada à placa Euroasiática, apesar do sentido da subducção ser contrário ao idealizado para a ZOM. Instala-se novamente um ambiente de arco magmático como o existente na margem leste Pacífica, na América do Sul, ainda que esta fase dure pouco tempo.

Figura 4. Evolução do limite de placas na margem W Norte Americana. Adaptado de McCrory et al. (2009).

A consequente evolução do SW Ibérico na passagem ao Câmbrico Médio segue a evolução mais recente verificada na margem oeste da Placa Norte Americana (Fig.4). Entre os 130-90Ma a placa dos Farilhões começou a subductar a margem oeste Mexicana, desenvolvendo-se ali um arco magmático. Aos 30Ma, enquanto a placa dos Farilhões era totalmente consumida, a crista do Pacífico Leste colidiu obliquamente com a margem continental, coincidente com o limite convergente, iniciando-se um processo de transformação do limite convergente num limite transformante, desenvolvendo-se a falha transformante de San Andreas. Isto deveu-se ao facto da placa a subductar ser demasiado instável a condições de maior temperatura e pressão por ser menos densa e mais quente, sob a placa suprasubducção. Isto terá causado uma slab break-off, com a formação de uma slab window, onde terá ascendido a astenosfera por upwelling (Fig.4). Isto levou à distensão da crosta da placa superior, anteriormente fragilizada durante a evolução em arco magmático, conduzindo à abertura do Golfo da Califórnia, de sul para norte, mais eficiente desde os 5.6Ma (Ledesma-Vásquez e Carreño, 2010), sendo também responsável pelo empolamento térmico em toda a região da Basin and Range, que apresenta uma tectónica associada a fases precoces de rifting intracontinental desde o Miocénico, ligeiramente mais recente do que a iniciada na Província do Golfo da Califórnia. A abertura do Golfo da Califórnia assemelha-se à abertura do Oceano Rheic no Paleozóico, na medida em que também este rift apresenta uma forte assimetria e obliquidade, resultando em deposição de maior material siliciclástico de forma assimétrica na bacia, o que muito provavelmente está associado à instabilidade do limite de placas naquela região pelo confronto de uma zona de convergência com uma zona de divergência. O soco andesítico da Provincía do Golfo da Califórnia é rapidamente intruído por basaltos MORB que resultam da ascenção dos magmas astenosféricos relativamente superficiais, podendo encontrar-se equivalente na ZOM, em que os basaltos e outras rochas vulcânicas MORB (CVS da Terrugem; anorogénico) se instalam num soco formado por rochas sedimentares bastante deformadas e algo metamorfizadas da Série Negra com uma assinatura calco-alcalina, ou seja, tendo-se formado na dependência de um arco magmático (Pereira et al., 2010).

Até ao Devónico inferior o SW Ibérico evoluiu como margem passiva, com deposição de materiais siliciclásticos que evoluem com o desenvolvimento deste oceano e com a formação de ambientes deposicionais mais profundos, como o que se observa na margem passiva Atlântica.

Mallos Riglos - testemunho da orogenia Alpina

2012-08-15T22:58:00.002+01:00

Mallos Riglos encontra-se no extremo Sul Aragónico dos Pirinéus, entre as Serras Exteriores e a Bacia do Ebro. Aqui, sedimentos do Miocénico que se encontram pouco ou nada deformados encostam numa superfície antiga, do Paleogénico e Cretácico, bastante mais deformada e com uma topografia muito distinta, criando uma zona de relevos com grande ressalto topográfico para a bacia.

Em Mallos Riglos é possível observar um afloramento chave para a compreensão da evolução geodinâmica dos Pirinéus. Neste local encontram-se formações Cretácicas, formações do Paleogénico e as do Miocénico, sendo que as últimas resultam já do desmantelamento da cadeia Pirenáica (Fig.1).

Enquadramento Litoestratigráfico

Os calcários com rudistas do Cretácico representam testemunhos de uma bacia com águas quentes que existiu durante este período. Estes calcários passam ao Paleocénico a uma formação denominada como fácies Garum, um depósito fluvio-deltaico, implicando um ambiente costeiro. A passagem ao Eocénico surge com a deposição de um sedimento carbonatado com algas, constituído os calcários de Guara, implicando aprofundamento da bacia. A topo surge a Formação de Arguis cuja litologia predominante são as margas, implicando continuação do aprofundamento da bacia. Sobre as margas depositam-se até ao Oligocénico uma intercalação de depósitos carbonatados e detríticos, com níveis de conglomerados e arenitos, representando um ambiente de transição continental/marinho e indicando uma alteração nas condições de deposição, com emersão da sequência. Distingue-se ainda neste corte a Formação Uncastillo, uma brecha com blocos e calhaus mal calibrados e angulosos, numa matriz frequentemente ferruginosa, sendo indicativo de um depósito francamente continental do tipo leque aluvial.

Estrutura Geológica de Mallos Riglos

De um modo geral, a sequência apresenta uma orientação E-W, estando fortemente inclinada para Norte. A Norte é possível identificar calcários que a topo são muito resistentes e constituem a formação de Guara, passando à fácies Garum do Paleocénico a Cretácico e por fim aos calcários com rudistas do Cretácico, que formam no seu conjunto uma dobra com vergência para Sul. Esta sequência está em contacto com os calcários de Guara numa sequência invertida, sendo que estando a sequência a inclinar para Norte, para Sul vão se encontrar sequências mais recentes, ao contrário do que seria de esperar numa sequência normal. Isto implica a ocorrência de um acidente que põe os calcários do Cretácico a cavalgar os calcários de Guara do Eocénico.

A sequência invertida continua até à formação de Campodarbe do Oligocénico/Eocénico, quando surgem novamente os calcários de Guara a Sul. Aqui a sequência continua fortemente inclinada para Norte, e caminhando para Sul encontram-se formações mais recentes, constituindo uma sequência invertida. Assim, entre a formação Campodarbe e a fácies Garum do Paleocénico/Cretácico surge outro acidente.

Atendendo à geometria do conjunto é possível correlacionar os dois acidentes, sem invocar diversas fases de deformação, sendo então interpretado como um cavalgamento ou carreamento dobrado, preservado num flanco inverso de uma dobra de grande amplitude com vergência para Sul.

Discordante sobre esta sequência surge a formação Uncastillo, formada por clastos resultantes da erosão dos materiais das formações do Mesozóico e do Cenozóico inferior, geralmente com forma angulosa, numa matriz formada por clastos mais pequenos e mal calibrados. Esta formação representa os depósitos de um leque aluvial que se terá formado durante o Miocénico e que terá preenchido a zona de talude da montanha Pirenáica durante este período. Actualmente, a erosão faz ressaltar as litologias mais resistentes, deixando em relevo os leques aluviais deste período e as litologias calcárias, e formando vales em litologias mais brandas, como por exemplo na formação de Arguis.

Evolução Geodinâmica de Mallos Riglos

Assim, com a distensão e abertura do oceano Atlântico, associado à fragmentação da Pangeia, abrem-se algumas bacias no final do Pérmico, sendo que no Triásico esse fenómeno é mais generalizado. Numa dessas bacias derivadas da distensão responsável pela fragmentação da Pangeia, depositaram-se calcários com rudistas, datados do Cretácico Superior, implicando um clima tropical de águas quentes. A transição para o Cenozóico ocorre condicionada pelo fecho do mar Thetis, colidindo a placa Africana com a Euroasiática. Assim, as rochas mais antigas do Paleocénico são depósitos fluvio-deltaicos, em ambiente costeiro. A continuação do Paleogénico, já no Eocénico, surge com a deposição dos calcários de Guara com algas, implicando aprofundamento da bacia num contexto de colisão continental. Este fenómeno evidencia a rotação da Península Ibérica devido à colisão continental para justificar este aprofundamento. Depositam-se a seguir as margas de Arguis, também no Eocénico que resultam uma vez mais de aprofundamento da bacia e por isso, até esta idade, ocorre distensão na bacia ainda que o contexto geral seja compressivo. A passagem para o Oligocénico dá-se inversão sedimentar, observando-se materiais cada vez mais terrígenos, culminando em depósitos fluviais e conglomeráticos da formação Campodarbe. É durante ou após o Oligocénico que se verifica a repetição da sequência por intermédio da instalação de um cavalgamento/carreamento de Norte para Sul (Fig.2). Na continuação da compressão com a mesma orientação observa-se a formação de uma dobra de grande amplitude que justifica a sequência invertida observada em Mallos Riglos e também a existência de um acidente que mais a Norte é claramente cavalgante, mas que para Sul parece normal, que representa o cavalgamento dobrado (Fig.2). Esta fase compressiva terá durado até Miocénico, idade dos depósitos de leque aluvial da formação Uncastillo, que se deposita discordante, e que representam o desmantelamento da cadeia de montanhas que se formou durante o Paleogénico e que já estaria emersa, justificando a presença de depósitos continentais. A evolução actual tornou-se responsável pela erosão diferencial da cadeia Pirenáica, deixando em relevo os calcários do Cretácico com rudistas e os calcários de Guara, e formando vales na formação de Arguis, bem como o restante modelado e instalação das linhas de água.

Falha da Vilariça

2012-06-22T22:51:00.000+01:00

Desde os trabalhos de Cabral em 1985 e os que se seguiram, que se suspeita que o segmento da Vilariça da falha de Bragança-Manteigas seja activo, sendo responsável por uma baixa actividade sísmica, apesar do degrau geomorfológico espectacular a que dá origem. Os trabalhos desde então têm-se centrado em encontrar locais onde seja possível a datação dos movimentos mais recentes, bem como calcular taxas de movimentação da falha e as magnitudes dos sismos associados, para compreender melhor esta estrutura.

A falha de Bragança-Manteigas estende-se entre estas duas localidades, Bragança e Manteigas, em diversos troços.

Esta falha não apresenta actividade sísmica moderada a elevada desde os tempos históricos, tendo registado um sismo de M5+ em 1751 e em 1858. Ainda assim, a 30 de Maio de 2012 foi registado um sismo em Bragança com magnitude 2.2 e a 19 de Junho de 2012 um sismo com M3.4 foi sentido em Moncorvo e com epicentro a NW de Freixo de Espada à Cinta. Ou seja, ela apresenta alguma sismicidade ainda que de baixa magnitude, o que pode incorrer em algumas incertezas relativamente à localização do sismo.

Esta falha estende-se ao longo de 250km, sendo que o troço da falha em estudo é denominado como Vilariça, que é um segmento central desta falha que se estende por aproximadamente 9km.

A falha da Vilariça apresenta uma expressão geomorfológica interessante e encontram-se sedimentos recentes afectados por planos de falha. A falha tem escarpa voltada a Oeste, com um desnível junto à escarpa de 200m, mas que equivale entre as duas superfícies aplanadas à volta de 250km de desnível vertical.

A cinemática aparente da falha é de desligamento esquerdo, evidenciado por escarpas bem definidas e rectilíneas, deflecção esquerda dos cursos de água, incluindo o rio Douro e com rejeição de terraços fluviais.

Estudos magnetotelúricos realizados por Santos et al. (2000), colocaram em evidencia a estrutura em profundidade da bacia da Vilariça, realçando o carácter hereditário desta falha, que terá funcionado como falha normal no varisco tardio e que terá sido reactivada mais recentemente como desligamento esquerdo. Assim, a escarpa é essencialmente herdada, enquanto funcionou como falha normal.

(Santos et al., 2000)

A cinemática desta falha, associado à actividade sísmica e os elementos geomorfológicos na região fazem suspeitar que esta se trata de uma falha activa. No entanto, Rockwell et al. (2008) realizaram trabalhos de detalhe para tentar compreender e datar a actividade mais recente desta falha, no segmento da Vilariça.

Locais para estudo da Paleosismicidade

Para determinar os locais mais apropriados para a construcção de sanjas que permitissem fazer uma cartografia de detalhe de interesse para este estudo, foi necessário primeiramente realizar uma análise de estereoscopia, escolhendo locais onde em termos geomorfológicos se encontrava expressão da falha e que cruzando com os dados de geologia, se revelassem interessantes em termos estratigráficos. Foram utilizadas fotografias aéreas a preto e branco e à escala 1:18000 do IGP. Deste modo a área em estudo foi segmentada em 3 sectores: a bacia da Vilariça, a Adega de Vale Meão e Longroiva.

Depois de serem seleccionados os locais mais apropriados, realizaram-se 3 sanjas onde se efectuou cartografia de detalhe e cortes geológicos, determinando assim a existência de falhas a afectar sedimentos mais recentes. Após todas as estruturas mapeadas, efectuou-se amostragem dos níveis estratigráficos para datação por luminescência opticamente induzida (OSL), permitindo assim determinar os eventos sísmicos potenciados pela actividade desta falha, ou seja, a sua paleosismicidade.

Fotografia aérea: à esq. a Bacia da Vilariça, ao centro Adega de Vale Meão e à dta. Longroiva.

Deflexão esquerda de uma ribeira perto do Rio Douro

Rejeito esquerdo do Rio Sabor e deflexão esquerda da Ribeira da Vilariça

Este sector da falha da Vilariça apresenta uma importante deposição holocénica, com acumulação de sedimentos recentes contra a escarpa produzida pela falha, o que se traduz num alinhamento de escarpas bastante linear e claro. A superfície encontra-se em muitas zonas cobertas por aluviões do holocénico terminal. Distinguem-se algumas deflexões dos cursos de água, numa primeira medida do rio Douro, mas também é observado no rio Sabor e na ribeira da Vilariça.

A expressão da falha é evidente, com troços de escarpa bastante lineares em que há exposição da escarpa de falha.

Rejeito do terraço fluvial na zona em que o rio Douro faz uma infelxão esquerda (local onde se encontram estrias na falha horizontais)

No sector central, além da deflexão esquerda do rio Douro, é possível observar um deslocamento do terraço fluvial, com movimentação também esquerda de aproximadamente 50 a 100m.

Observa-se também um detalhe da influência da falha sobre o rio Douro, não apenas definindo o seu curso, como mantendo a geomorfologia da escarpa, observando-se cantos não arredondados, o que poderá ser indício de actividade recente da falha, que ainda não foi moldado pelo Douro, um rio com muita capacidade erosiva.

É neste sector que se encontram exposições da falha com estrias horizontais, reforçando o carácter de desligamento da falha.

Ainda que não seja observado a esta escala, é possível identificar diversos canais mais pequenos deflectidos ou mesmo interrompidos com rejeitos de 2m ou 6m. Mais para sul a falha perde-se em aluviões do Quaternário.

Os locais eleitos para a abertura de sanjas tiveram como principais características evidenciar sedimentação activa e uma boa estratigrafia. Procurou-se também níveis com carvão para a datação. O ideal era obter locais em que a taxa de sedimentação tenha sido moderada e com sedimentos não muito grosseiros (devido a episódios erosivos), nem muito finos que dificultam a aplicação da OSL. Locais com exposição da falha mas sem sedimentos aluviais foram excluidos pois não se iriam obter os resultados desejados, o que ocorreu no caso de Longroiva. Apesar de ocorrer boa exposição da falha, não continha sedimentação aluvial por cima. Deste modo, o trabalho na etapa seguinte foi focalizado no sitio da Vilariça e em Vale Meão, a Vilariça com melhores características para se estimar o movimento da falha, enquanto que em Vale Meão se encontravam melhores características para a datação dos eventos sísmicos.

A sanja VM T-2 (Vale Meão, onde o terraço está rejeitado) expõe a falha a cortar o Quaternário, verificando-se pelo menos duas superfícies de ruptura e possivelmente uma terceira. A mais antiga e com mais incertezas, E3, deverá separar a unidade Qa6d da Qa6c (14500) , o evento E2 (14000anos) que separa Qa6b de Qa6a e o evento mais recente, o E1, que separa as unidades Col5a de Col4b com 11000 anos.

O local onde se escolheu fazer a sanja na Bacia da Vilariça fica na planície de inundação do rio da Vilariça, 2km a norte da confluência com o rio Sabor. Inicialmente abriram-se 4 sanjas para identificar o traçado da falha, uma vez que esta se encontra tapada por aluviões. A primeira sanja, a VR1 expõe a falha a este da sequência aluvionar holocénica (Qa1), onde seria mais interessante para a actividade história da falha. Pi refere-se à formação do Pinhão, um filito do Câmbrico, está em contacto com quaternário muito antigo (Qoa) na base da escarpa. Foi necessário em termos de conteúdo estratigráfico para datação fazer sanjas adicionais mais a Sul. VR2, VR3 E VR4. Algo interessante que se verificou de imediato é que a margem de um depósito de canal na sanja VR2 encontrava-se a 2m da falha, tendo sido encontrado esse mesmo nível em contacto com a falha na sanja VR1 e na VR4 (Qa2), sendo que na VR3 se encontravam esses depósitos encostados e a cada lado do plano da falha. Esta observação era importante porque haviam elementos para determinar pelo menos parte da movimentação da falha e com base em datações fazer uma aproximação da taxa de movimentação e retorno. Verificou-se que o nível Qa2 apresentava sedimentos com forte carácter hereditário, mas de um modo geral a idade máxima do canal (base) estará à volta dos 23000 anos. O preenchimento com areia mais fina apresenta idade de 18200 anos.

Assim sendo, procedeu-se à escavação de dois corredores perpendiculares às sanjas VR2 e VR3 e no corredor central foram feitas pequenas sanjas paralelas a VR2 com 1m de profundidade, para seguir o nível estratigráfico Qa2 e determinar a movimentação da falha. Por cima do bloco central, que foi arrasado entre 1 e 2m, uma vez que o nível Qa2 se encontravam sucessivamente a 3m de profundidade, foi colocado uma rede de referência, a partir da qual todos os cortes e determinações do canal foram feitas, para se ir avançando nos cortes. Dois pontos de referência do canal foram feitos. O R (leito) e o C (margem do canal) e foram mapeados a cada lado da falha. Curiosamente, o deslocamento do C foi distinto do R, sendo que o C teve um rejeito de 6,5m enquanto que o R teve um deslocamento de 8,9m. Esta diferença é interpretada como o leito tendo estado activo durante um deslocamento da falha e assim, esse deslocamento, constrangido entre os 23 000 e os 18 000 anos, teve um rejeito de 2.4m.

Além das inferências retiradas na área da Vilariça, para determinação dos rejeitos, foi também analisado um canal deflectido na área SW de Vale de Meão, em que foi estimado o rejeito do canal, obtendo-se valores na ordem dos 6,1m, sendo que a idade determinada para o seu preenchimento foi de 16000 anos. A deflexão é provada pela observação da escarpa alguns metros mais a Norte, perto do local de Adega de Vale Meão, e o traçado da falha corta exactamente onde há deflexão deste canal. As determinações foram feitas com estação total de GPS e verificou-se que junto à falha ocorre uma deflexão de 2.2 a 2.5m, enquanto que a maior distância, o rejeito total ascende aos 6.1m. Isto implica que este canal tenha presenciado mais do que um evento, sendo que o último movimento deverá ter sido de 2 a 2.5m. Assim, os 6,1m resultam de pelo menos 2 eventos e que assim, cada evento representa um rejeito de 2-3m.

Encontrar duas localidades com evidências de um rejeito com aproximadamente 6m e com indícios de da falha ter actuado nos últimos 18 000 anos é um forte argumento de que a falha da Vilariça tem tido actividade durante o Quaternário mais recente, com evidências tanto à superfície como no subsolo.

Em Vale Meão foi possível determinar a existência de 3 eventos nos últimos 14500 anos, sendo possivelmente ter existido um 3º nos últimos 16000, o que é consistente com um tempo de recorrência entre 5000 e 7000anos a taxas de 0.3 e 0.6mm/ano. Já na Vilariça, aplicando os 18000 anos para um deslocamento de 6.5 obtém-se uma taxa de 0.3mm/ano e para 23000 anos com 8.9m, 0.38mm/ano, o que em média sugere taxa de deslocamento de 0.3 a 0.5mm/ano na falha da Vilariça nos últimos 23000 anos.

Estes dados aplicados às equações de Wells and Coppersmith (1994) e atendendo que a magnitude de um sismo é directamente proporcional à quantidade de deslocamento e de área de ruptura, determinou-se magnitudes de 7+ para cada evento, o que é consistente com os pelo menos 100km de continuidade em linha recta entre Longroiva e Macedo de Cavaleiros desta falha.

Os trabalhos de paleosismicidade de Rockwell et al. (2008) confirmaram a existência de rupturas em sedimentos recentes, sendo que o evento mais recente terá no máximo 11000 anos, o que indica que a falha da Vilariça teve actividade dentro do período neotectónico (últimos 2Ma) e por isso é considerada como uma falha activa.

Identificaram-se 2 ou 3 eventos no intervalo entre os 10 000 e os 15000 anos, sugerindo uma recorrência entre 5000 e 7000 anos, apesar destes eventos surgirem agrupados, ou seja, a recorrência determinada não é a real, pois os eventos deverão estar agrupados no tempo, o que é comum em falhas em contexto intracontinental.

Foi identificado um deslocamento de 6.1m em Vale Meão para um período inferior a 16000 anos (possivelmente dois eventos durante este período), enquanto que na Vilariça se identificou 6.5m em 18000 anos e 9m em 23000 o que sugere em média taxas de deslocamento de 0.3 a 0.5mm/ano e a existência de um terceiro evento. Deste modo a magnitude determinada para estes eventos é de 7+.

Este estudo vem demonstrar que existe um potencial sísmico nas áreas intracontinentais em Portugal e que têm potencial destrutivo, o que em certas áreas poderá incorrer num elevado risco sísmico.

A actividade sísmica recente na falha da Vilariça vem reforçar os modelos de encurtamento alpino, e que ainda a taxas baixas, está activo.

GeoRadar

2012-05-22T00:57:00.002+01:00

Estudar geologia é muitas vezes estudar determinadas estruturas que não são de fácil observação. Observar a estrutura interna da Terra, observar simplesmente a sequência de uma bacia ou ainda a continuação de uma falha são apenas alguns exemplos.

É por isso fundamental complementar as observações e os conhecimentos que temos de geologia com técnicas, por exemplo, da geofísica.

O Georadar ou o Ground-Penetrating Radar (GPR) é uma técnica que utiliza impulsos de um radar para obter uma imagem até aproximadamente 30m de profundidade do subsolo. Esta técnica tem também outras aplicações que não apenas a da geologia. Os princípios utilizados nesta técnica são similares à da sismica de reflexão, sendo que sempre que se encontra um objecto ou uma fronteira, ela irá reflectir de modo distinto do envolvente e será possível distinguir essa barreira ou característica no subsolo, com base nas diferenças reológicas, diferentes estados de compactação ou densidade.

Quanto menor a frequência mais profundo é possível utilizar o radar. Assim, podem-se utilizar diferentes aparelhos, uns de baixa frequência de 400MHz que já alcançam profundidades de 30m, ainda que sendo de menor detalhe e os de alta frequência, utilizados para poucos centímetros, e estende-se geralmente até aos 1600MHz, apresentando grande detalhe.

Esta técnica apresenta bons resultados, quando devidamente calibrada para os materiais onde o radar incide, especialmente em solos com baixa condutividade, uma vez que a energia electromagnética dissipa-se em materiais quentes, de maior conductividade. Uma limitação geralmente associada ao GeoRadar é que esta técnica geralmente tem melhores resultados quando aplicada num terreno plano, sem grandes desníveis, devido à mudança de altitude com a topografia. Esta limitação pode ser suavizada com recurso ao GPS diferencial.

O método

O equipamento

Aquisição de dados

Esta técnica será aplicada muito em breve na zona do Ciborro para tentar descobrir se uma falha relativamente constrangida na carta geológica 1:50 000 se revela historicamente activa e assim de relativa importância para a zona, constranger a sua movimentação e possivelmente perceber se ela tem continuação com outras estruturas adjacentes e assim ser uma estrutura de maior importância para toda a região.

artigo Ciborro

Zonas de cisalhamento

2012-05-17T18:32:00.003+01:00

Segundo Ramsay e Huber (1987), as zonas de cisalhamento são definidas como zonas planares a curvilíneas que concentram elevada deformação ao longo de um grande transecto, com uma largura relativamente mais curta (5:1). De um modo geral, a deformação nas rochas não ocorre de forma homogénea, e a concentração da deformação em zonas planas que acomodam movimentos rígidos leva ao desenvolvimento de fabrics e associações minerais muito característicos, que reflectem as condições P-T, o tipo de fluxo, a direcção de movimento e a história de deformação daquela zona (Passchier e Trouw, 2005). As zonas de cisalhamento podem ser subdivididas em zonas de cisalhamento dúcteis, onde o estado de deformação varia continuamente entre muro e parede, zonas de cisalhamento frágil em que a deformação é descontínua entre muro e parede, e zonas intermédias de deformação, as zonas de cisalhamento frágil-dúctil (Ramsay e Huber, 1987).

As zonas de cisalhamento dúcteis são zonas onde há concentração da deformação, com a formação de milonitos, sendo que ambos termos são indissociáveis (Borges, 2008). Numa zona de cisalhamento dúctil há recristalização dinâmica, sendo que também se pode observar um comportamento cataclástico de certos minerais de menor plasticidade, como os feldespatos, a baixa temperatura, como na fácies dos xistos-verdes (Borges 2008). Um milonito é uma rocha foliada e geralmente lineada, com evidências de forte deformação dúctil e contém um fabric tri-dimensional com elementos de morfologia monoclínica, que são utilizados para compreender o movimento do cisalhamento (Passchier e Trouw, 2005). Para estes autores, este tipo de rocha é interpretado como produto da exumação de uma zona de cisalhamento dúctil “fóssil”. A intensidade de deformação nestas zonas é elevada, mas pode ser variável, e leva à formação de rochas deformadas plasticamente, ainda que possa ocorrer alguma deformação frágil, sendo então a maioria da deformação acomodada nos cristais, por deformação intracristalina e recristalização dinâmica.

Uma classificação adoptada para os milonitos é feita com base na comparação entre grãos originais e novos grãos, sendo que rochas com 10 a 50% de novos grãos são classificadas como protomilonitos, entre 50 a 90% de novos grãos, como milonitos, e com mais de 90% de novos grãos, como ultramilonitos (Passchier e Trouw, 2005).

Estruturas que se podem encontrar no campo relacionadas com as zonas de cisalhamento em Cap de Creus (Espanha).

Ultra-milonito quartzo-feldespático de Cap de Creus (Foto: Inês Pereira)

Recristalização dinâmica do quartzo.

There are granites... and granites

2012-05-04T13:40:00.003+01:00

Pois é, tudo se resume a esta famosa frase: Há granitos, e granitos! O facto de encontrarmos um granito pode-nos colocar em contextos geodinâmicas completamente distintos e tirando o facto de invariavelmente encontrarmos quartzo, tudo o resto pode ser distinto.

Variabilidade dos granitóides

Os granitóides são semelhantes em composição à média estimada da crosta continental superior, sendo que a crosta continental inferior, por comparação, está empobrecida em sílica, alcalis (especialmente K₂O), e em elementos incompatíveis e LIL. A composição química dos granitóides está condicionada pela composição química da fonte, da pressão, da temperatura e do grau de fusão parcial e pela natureza e extensão da consequente assimilação e dos processos de diferenciação do magma. A variabilidade das áreas fonte, tanto a crosta como o manto, faz com que haja uma grande variação composicional na série dos granitóides. A ideia de que os granitóides reflectem a sua fonte está na base de muitas classificações de granitos, como a SIAM, mas a composição química dos granitos é bastante mais complexa do que a consequência de um processo, mas reflecte, geralmente, a conjugação de diversos processos. A projecção de granitos em diagramas ternários geralmente coloca-os sempre no canto de enriquecimento de sílica com elevado conteúdo em alcalis. No entanto, devido à elevada percentagem de sílica nos granitóides, sobra pouco espaço para ressaltar diferenças entre estas rochas, acabando por formar sempre um alinhamento composicional, sugerindo que ou a cristalização fraccionada é um processo eficiente ou então que os granitóides são resultado de fundidos de parentes crustais quartzo-feldespáticos.

Processos de crescimento crustal e de reciclagem crustal

O papel do manto na formação de granitóides pode ser variável, mas fundamental. O manto pode contribuir na forma de calor ou de fundidos máficos e pode, por processos de cristalização fraccionada, levar à formação de granitóides. Também pode ocorrer mistura de fundidos na base da crusta, entre materiais crustais e os cumulados na base da crosta de origem mantélica. Também se podem gerar granitóides pela fusão de rochas máficas da crosta inferior, e gerar tonalitos. Por outro lado, a injecção de fundidos basálticos na crusta superior pode gerar fusão nos materiais silíceos e gerar, através do aumento do gradiente geotérmico causado pela ascensão dos magmas básicos extremamente quentes, fundidos félsicos misturados com fundidos básicos. Estes processos implicam sempre crescimento crustal, uma vez que se adiciona material do manto (fonte) à crosta. No entanto, também pode ocorrer anatexia por sobreespessamento da crusta durante eventos orogénicos, sem participação efectiva do manto, num processo de reciclagem crustal puro. Por isso, quando surge uma associação de granitóides é necessária uma análise sistemática e profunda para compreender o seu significado geodinâmico. Devido à concorrência de processos de cristalização fraccionada, de mistura de magmas e de fusão de materiais crustais, podem encontrar-se granitos em ambientes de arco insular e arcos magmáticos, associados a zonas de subducção, em eventos colisionais continentais e também durante episódios de rifting intraplaca. Muitas vezes, o que os distingue é a sua assinatura geoquímica, pois como derivam de fontes e processos distintos, eles preservam as características geoquímicas parentais. Assim, granitóides peraluminosos com uma associação de biotite-muscovite-cordierite e silicatos de Al e com razões K₂O/Na₂O elevadas, espera-se que tenham resultado de fusão parcial ou de reciclagem de materiais crustais, essencialmente metassedimentos, num contexto de colisão continental. Agora se o granitóide for metaluminoso a peraluminoso, com elevado conteúdo em Ca e Sr e por isso com razões K₂O/Na₂O baixas, com associações de biotite e horneblenda e ricos em plagioclase, ele resultará da conjugação de processos de mistura de fundidos crustais e de materiais mantélicos, num ambiente de arco continental, com participação de cristalização fraccionada e mistura de magmas. No entanto, estas classificações com base na geoquímica, sendo úteis para consolidar as observações, elas partem do princípio que a fonte, quer seja crustal, quer seja mantélica, não se encontra previamente alterada por processos anteriores e que portanto os seus aspectos geoquímicos são pristinos. É necessário confrontar os resultados da análise geoquímica com aspectos de campo, que não sendo conclusivos, podem orientar as interpretações.

Imagens retiradas de Barbarin (1999).

Evolução da crosta continental

A sistemática e o estudo de granitóides, permitiu e permite também a compreensão dos processos pretéritos que terão estado na base da construção dos continentes e com isso, compreender a evolução do planeta Terra. Após a diferenciação inicial do manto-núcleo, ainda no Hadeano, grandes quantidades de energia terão sido libertadas levando à fusão do manto, o que conduziu por sua vez à evolução e formação de komatiitos. Por outro lado, a formação de crusta oceânica num regime geotérmico tão elevado deverá ter condicionado um regime de alastramento muito elevado, com produção e reciclagem desta crusta a taxas muito elevadas. Com o consequente arrefecimento e amadurecimento dos processos, nessas zonas de subducção de placas oceânicas, ter-se-ão formado os primeiros arcos insulares. Como resultado das placas serem mais quentes e do elevado regime geotérmico, haveria elevada percentagem de fusão da placa subductada, em vez da desidratação da placa e fusão no manto da placa suprasubducção como actualmente. A fusão da placa subductada, de composição toleítica a komatíitica, terá levado à formação de fundidos mais diferenciados e à instalação de granitóides do tipo tonalitos, trondhjemitos e granodioritos – os TTG. Este tipo de associação é preponderante no Arcaico e resultará da coalescência de diversos arcos insulares como resultado da dinâmica interna durante este período. Na passagem para o proterozoico, no entanto, há uma diferença na construção continental e surge uma associação de anortositos, mangeritos, charnoquitos e granitos do tipo rapakivi – os AMCG. Esta associação revela uma maior diferenciação dos granitóides durante este período, o que conduz a uma maior variabilidade nos processos e nas fontes que lhes deram origem. Esta mudança no quimismo e variabilidade dos granitóides resultou também numa maior produção de crosta continental, sendo que terá sido criado neste período, aproximadamente 80% da crosta continental actual. Até esta altura, terão sido os processos de crescimento crustal por fusão de fontes matélicas e por fraccionamento de magmas basálticos, e na passagem ao Proterozoico por mistura de magmas, os responsáveis pelas associações de granitóides existentes. Desde o Proterozóico apenas terá ocorrido 20% de crescimento crustal, o que implica que a dinâmica terrestre terá dado lugar a processos de reciclagem crustal por fusão de materiais da crosta continental, tanto de natureza félsica como máfica, dado a variabilidade dos componentes da crusta continental. Isto resulta, atendendo à variabilidade da fonte e a alguma contribuição mantélica, numa grande variabilidade de granitóides, superior à existente durante o Arcaico, e dominada por uma assinatura calco-alcalina típica do Fanerozóico.

Evento de Oxigenação

2012-02-02T12:55:00.000+00:00

Coisas curiosas que ocorrem nas geociências é a quantidade de evidências que existem que podem ter interpretações completamente opostas. É interessante porque podemos acreditar que significam uma determinada coisa e outro cientistas faz um raciocino oposto, com a mesma evidência. Curioso, no mínimo.

O mesmo se passa com as evidências relacionadas com a passagem de uma atmosfera redutora a oxidante.

Muitos cientistas consideram que o registo das BIF (formações bandadas de óxidos de ferro intercalados com chertes e filitos) durante a passagem do Arcaico para o Paleoproterozóico como uma evidência da passagem a uma atmosfera oxidante. Isto porque para a deposição de sequências tão espessas de ferro, era necessário um aporte deste elemento muito elevado. Acreditava-se que este Fe provinha dos continentes, na forma de Fe2+, a sua forma mais solúvel, e que ao alcançar os oceanos, a oxidação proveniente das cianobactérias transformaria o Fe2+ a 3+. Com a passagem a uma atmosfera oxidante, esse Fe2+ passa a Fe3+ no contienente, e sendo menos solúvel, não chega aos oceanos, para ser depositado. No entanto, outros acreditam que o declínio na deposição do ferro estará relacionado com alterações de outra índole e não estando exactamente correlacionadas com a atmosfera oxidante, como por exemplo menor actividade hidrotermal?.

Foto acima é uma amostra de uma BIF do cratão Brasiliano. Foto: Inês Pereira, amostra do CCVE (Portugal).

Phillip e Law em 1997 fizeram uma síntese dos argumentos deste evento oxidante global. Estes argumentos estão devidamente enquadrados num artigo que Barriga (2011) escreveu para o livro A aventura da Terra (que está bastante interessante!).

Curiosamente a análise dos conglomerados com pirite e uraninite, anteriormente interpretados como detríticos e por isso tomados como evidência de uma atmosfera redutora até ao seu declínio, são por vezes apontados como epigenéticos, sendo inconclusiva a sua interpretação.

Outro argumento utilizado é a análise dos paleosolos. Algumas evidências de paleosolos que se terão formado na dependência directa da atmosfera sem alteração posterior, são tidos como argumentos a favor do registo da atmosfera redutora. No entanto nem sempre é favorável que não tenham sido alterados posteriormente.

As red beds são formações conhecidas do Proterozóico e foram durante algum tempo interpretadas como evidência fundamental da passagem a uma atmosfera oxidante, devido à deposição de óxidos de Fe3+ primário. No entanto, estes autores parecem fazer referência a red beds durante boa parte do Arcaico, deixando-nos sem uma ideia clara se elas são primárias ou secundárias, o que torna novas interpretações inconclusivas.

The middle Proterozoic (Neohelikian) Nares Strait Group on the east side of Kissel Gletscher, Northumberland Ø, Greenland.

Os estromatólitos já existiam ainda a atmosfera era redutora. Mas acredita-se que a sua expansão perto dos 2.7-2.5Ga esteja relacionada com o aumento do oxigénio disponível tanto nos oceanos como na atmosfera, pois os geosistemas oceânicos terão ficado saturados e já não se comportariam como reservatórios de O2. No entanto, a sua expansão poderá ter outras origens, como a ausência de predadores e desenvolvimento de processos adaptativos que lhes tenham permitido proliferar rapidamente.

Amostra de um estromatólito, composto por diversos níveis de construção de sedimento (por recolha e cimentação) ao redor de cianobactérias, durante o proterozóico.

Existem mais argumentos, mas irei direccionar-me para aquele que me parece bastante interessante e que poderá finalmente ser um método a utilizar.

Vários avanços têm sido feitos desde 1997 no que diz respeito ao estudo dos isótopos de S.

Trabalhos recentes feitos nos cratões do Canadá e nos da Austrália, permitiram identificar horizontes em que há formações com um espectro de isótopos independentes de massa muito limitado (34S) e logo a seguir esse espectro aumenta na ordem dos 90%, sugerindo diversas origens e consequentemente interpretado como resultado da erosão no continente dos sulfatos e sulfuretos, sendo o S transportado para os oceanos. Estes estudos apontam para um período de transição à volta dos 2.4Ga.

Formações onde foram estudados os isótopos de S. E à dta análises em pirites da Turee Creep Fm.

A oxidação da atmosfera terá sido um processo longo, muito em parte devido aos numerosos reservatórios de O2, que terão que ter sido saturados primeiramente, antes da vida poder evoluir e contribuir de forma mais exaustiva para o aumento do O2 na atmosfera.

Tectónica de Placas - o que as faz mover?

2012-01-03T14:04:00.001+00:00

Nós cientistas e nós pessoas, desde pequenos que gostamos de saber o porquê das coisas e a origem delas. De onde veio o Sol, a Terra e os planetas que os rodeiam? De onde vimos nós e os animais que habitam o planeta connosco? De onde apareceram as criaturas gigantes que povoaram o mesozóico? De onde apareceu o material que originou o Big Bang e por consequência o Universo?

Vamos hoje concentrar-nos na questão: Como se iniciou a tectónica de placas? Porquê? Porque sem a tectónica de placas a vida no planeta não seriam possível. Tão simples quanto isso.

A ciência evolui com o avanço da tecnologia. Novas tecnologias permitem observações mais precisas, mais detalhe na captação de imagens, fazer cálculos mais complexos que nos permitem modelar o sistema. E assim, desde há cerca de 30 anos que avanços têm sido feitos no que toca a compreender o sistema de placas e a sua movimentação.

O vídeo acima tenta representar como as placas tectónicas se movimentam hoje. Mas temos que ser algo críticos a avaliar estes gráficos animados. O autor parte do pressuposto que a convecção mantélica que faz derivar as placas ocorre segundo o modelo Whole Mantle, ou seja, tem origem na fronteira entre manto e núcleo e ascende até à superfície. É uma das teorias mais bem aceites hoje em dia, mas é possível que nem sempre tenha sido assim. É possível que devido às caracterísitcas físicas, como a temperatura do manto, bem como a sua densidade tenham influenciado a convecção no passado, existindo por isso dois níveis de convecção, uma a nível do manto superior médio e outra no manto inferior. Isto porque o interior da Terra no passado seria em geral menos viscosa a profundidades superiores e com maiores temperaturas. Outro aspecto desta animação é que dá-nos a ideia de que é principalmente esta convecção mantélica que faz arrastar as placas litosféricas, que por estarem frias e densas, ao contactar com este material quente ascendente, a fricção ou o mantle drag, as arrasta para os lados opostos do designado rift, a zona central dos oceanos onde ocorre acrecção de material mais juvenil do interior do planeta. Hoje em dia, através de diversos trabalhos científicos, sabe-se que as zonas de subducção têm um papel fundamental no que diz respeito ao alastramento das placas. Vejamos como.

Compreendemos agora que as zonas de subducção são responsáveis por zonas de vulcanismo intenso e explosivo, e também qual a diferença da litosfera nestas regiões em comparação com a litosfera que se forma nas cristas oceânicas. Mais fria e densa, esta placa quando entra em choque, devido ao esforços compressivos, induzidos por existir mais material à superfície que de certa forma "aperta" o restante, inicia o seu percurso descendente. O ângulo é muito menor do que aquele da animação, e varia com a idade da placa. Se for mais jovem, está menos densa e mais quente, pelo que irá força muito mais a sua descida e entrará no manto a um ângulo mais baixo, o que ocorre por exemplo no chile, na cadeia montanhosa dos Andes. A litosfera que subducta ali é muito jovem, quase acaba de se formar. Nas Marianas, como exemplo do vídeo, a litosfera é muito antiga e fria e por isso, a placa tem um contraste de densidade tão grande com a litosfera continental que o ângulo de entrada no manto é muito elevado e há inclusivé um movimento de recuo da litosfera oceânica devido à maior densidade, que faz com que a fossa seja de facto de grandes dimensões. Com o vídeo podemos compreender também que a placa litosférica segue o seu caminho descendente durante algum tempo. Hoje em dia acredita-se que a placa litosférica poderá partir-se alguns 600km mais à frente, mas devido ao regime mais frio do planeta, ela já não deverá ser totalmente assimilada no manto como antes se acreditava e que se acredita ter ocorrido durante os primeiros 3 mil milhões de anos. Estudos muito recentes de tomografia térmica, registaram pedaços de litosfera a aproximadamente 600km de profundidade que correspondem a antigas zonas de subducção, agora não existentes. Esse material continua rochoso e por ainda estar mais frio que o manto, desce. Este arraste origina esforços tensivos gigantes na litosfera oceânica ainda à superfície. O impulso que esta descida origina é o suficiente para gerar grandes terremotos, mas também o motor provavelmente principal da extensão da litosfera oceânica, promovendo a ascensão de material magmático na zona de rift e promovendo a acreção de material juvenil que impregna a zona de fracturas e exerce um esforço compressivo, um push nas rochas à sua volta.

Imagem de: http://numericalmethods.files.wordpress.com/2010/10/initiati.jpg

À esquerda o que ocorre na colisão entre duas litosferas oceânicas e à direita o que ocorre entre uma placa litosférica continental e uma oceânica.

Temos então o slab pull (a força da subducção), o push ridge (a força do material juvenil que ascende no rift) e o mantle drag (força de fricção entre a astenosfera de manto quente e a litosfera de material mais denso e frio). Qual destas três forças reconhecidas como responsáveis actuais da tectónica de placas terá dado o apito inicial à movimentação das placas? Quando ter-se-á iniciado o regime de placas actual? Para isso temos que olhar para as rochas do planeta. Existem determinados tipos de rochas que nos indicam, por exemplo, regime de subducção. Nestas regiões, geralmente o vulcanismo associado é do tipo calcoalcalino, formando-se assim rochas de tipo andesítico - os andesitos - que são fraccionados de rochas básicas, devido à mistura de componentes crustais e sendo por isso uma rocha rica em plagioclase de tipo sódico. Se no registo forem identificados andesitos, com datação radiométrica é possível saber a idade do vulcanismo e consequentemente que naquela altura já existia subducção. Outro tipo de formação rochosa são os ofiolitos. Os ofiolitos são pedaços da crusta oceânica que forma obductados quando da subducção, devido aos tremendos esforços que ocorrem nestas regiões, e ficaram preservados em terra. Geralmente os ofiolitos gravam os fechos dos oceanos, quando após toda a crusta oceânica ter sido consumida, as crustas continentais chocam entre si, ocorrendo forte deformação com formação de uma cadeia montanhosa, mas sem subducção de nenhuma placa devido à igual densidade dos materiais que compõem cada uma delas. Datando os ofiolitos, tem-se a idade da crusta oceânica.

Alguns cientistas acreditam que o estilo de tectónica actual terá sido alcançado ainda no Arcaico entre os 3.2 e os 2.5Ga, principalmente através de estudos de modelação numérica (consultar Sizova et al., 2010) e que terá passado de um regilme de no subduction para um regime de subduction. Esta passagem estaria principalmente controlada pela resistência da placa litosférica à intrusão de melts astenosféricos, quentes. A partir do momento que as placas se tornariam resistentes o suficiente para não quebrar com essas intrusões, a sua extensão ao longo do globo seria tal que a partir de um dado momento os esforços compressivos originados nas zonas de encontro entre litosfera oceânica e continental iriam forçar a subducção, uma vez que a Terra não se pode expandir. Isto parece indicar que no início da evolução da Terra, a tectónica de Placas parece ter-se iniciado com o arrefecimento da capa externa do planeta, e com intensa actividade vulcânica através da ascensão do material muito mais quente que hoje em dia. Como a o interior do planeta estava muito mais quente, o material era menos viscoso e o contraste com uma atmosfera muito imatura e consequente TºC's mais baixas inicialmente do que as actuais, terá forçado por um lado um arrefecimento da película exterior da Terra sólida e ascensão de células mantélicas originando então o mantle drag. Isto faria com que as jovens crostas continentais viajassem pelo globo. Com o amadurecimento da dinâmica interior da Terra, os materiais menos densos inicialmente separados dos mais densos no início da formação da Terra foram incorporados nas crostas continentais mais antigas, formando os cratões. Estes cratões poderão ter chegado aos 500km de profundidade de litosfera, em contraste com os actuais 80km. Estas enormes raízes terão desfavorecido o mantle drag, uma vez que se afundavam na astenosfera a zonas menos viscosas e com isso com menos potencial de arraste. Estas raízes também poderão ter provocado modificações no estilo de convecção, que se deverá ter "concentrado" nas zonas cratónicas menos espessas e assim ter-se-á iniciado o rifting continental e formação de crosta oceânica de estilo basáltico. Estudos mais recentes (2007) indicam que o ofiolito mais antigo no planeta (encontrado) encontram-se no cinturão de Isua, na Gronoelândia, datados de 3,8Ga. Isto parece ir de encontro às novas teorias de que a tectónica de placas como hoje a conhecemos ter-se-á instalado no planeta prontamente, atingindo um estado de maturidade muito rapidamente.

Esta imagem representa parte da sequência ofiolítica do Chipre, um dos mais famosos ofiolitos do mundo. É possível observar claramente os diques de gabros a intruirem a sequência bandanda e a topo, na zona mais caótica, as pillow-lavas. Este ofiolito mimetiza o fecho de um oceano/mar, o Téthys, que banhou as margens da zona do mediterrâneo durante o mesozóico essencialmente.

Para mais insight relativamente aos ofiolitos mais antigos do mundo identificados em Isua, consultar o seguinte artigo disponível na internet: http://www.uned.es/psico-1-fundamentos-biologicos-conducta-I/tablon/articulos/Early.pdf

No que diz respeito aos Andesitos, parece que os registos mais antigos preservados e encontrados tenham cerca de 3,5Ga, pertencentes à formação Coucal do Coonterunah Subgroup, datada em 2000 com 3575+/-3 Ma, pertencente ao Warrawoona Group, Austrália. Esta rocha é hoje em dia um anfibolito, uma vez que foi submetida a deformação durante o seu período na Terra, mas este é mais um dado de suporte que a tectónica de placas já estaria num regime de subducção durante o Arcaico

Imagem retirada de:

https://blogger.googleusercontent.com/img/b/R29vZ2xl/AVvXsEj93BNz0IJANTVq1JLb6M0FpBDo4y4xOxizbPlMPSl2f5v-hK8BPMWVzeEPfIE-ECRoa50TM1yO0I9p9lo5_TlsPSyuwTOXxSgn5QqAuuksVCV5rKMYMQN3QsnMjxIndokadxraplEeMMA/s1600/DSC00076+Sierra+andesite.jpg

Aguardamos o corolário de todas as teorias e um dia quem sabe, estaremos mais perto de compreender este planeta dinâmico e a força motriz que catapulta a diversidade biológica e que em total comunhão também influencia a diversidade geológica. A vida em acção num mundo dinâmico.

Geometria descritiva

2011-12-13T18:15:00.000+00:00

Alguns problemas se colocam aos geólogos, principalmente na industria mineira e extractiva. Por vezes é necessário saber quando um determinado filão mineralizado intersecta determinados locais, para saber como proceder à construcção da galeria ou então é necessário saber a intersecção de dois planos, cuja intersecção de lineação resulta uma mineralização. Também por vezes é necessário saber como é que uma determinada formação com uma determinada orientação no espaço se comporta numa área onde se pretende explorar essa rocha, para se saber quanto material poderá ser recuperado e o volume de escória que será retirado para essa extracção. Para se resolver essas questões utilizam-se métodos de geometria descritiva. Este método baseia-se na decomposição da planta para corte, num só plano, com recurso a linhas de terra a determinadas cotas. As linhas de terra funcionam como uma superfície e a partir delas pode-se orientar o corte do que se pretende. Este método é bastante útil porque combina informações geométricas com informações de carácter geológico e assim perceber bem a estrutura do objecto em estudo. As linhas de terra posicionam-se segundo a direcção de inclinação, pois só nessa direcção é que poderá ser descrito o maior ângulo de inclinação. Assim, a linha de terra é perpendicular à direcção de uma camada e é paralelo à direcção de uma lineação. Todos os raciocínios secundários são possíveis para a resolução de diversas questões como construcção de linhas de terra a distintas cotas, tudo com base no fundamento da escala do mapa.

Observações complicadas

2011-11-19T20:28:00.000+00:00

Pois é, os dias têm passado a correr, quer seja por estar num dia tranquilo de descanso ou atafulhada com tarefas. As aulas de cartografia têm-se sucedido, excepto no fim de semana 5 e 6 de novembro, que fui resgatada para um programa de Ciência Viva, para ajudar como monitora de experiências. Mas o trabalho tem avançado e esta semana tivemos diante de nós um problema interessante. Tinhamos umas fotografias de afloramentos no campo, tiradas pelo prof, na Cornualha ou Cornwall. Tinhamos que identificar as estruturas que viamos. Depois, foi-nos entregue uma folha com a resolução das observações de campo. E com isso tinhamos que interpretar a génese daquele afloramento. A identificação das estruturas foi mais ou menos fácil, no entanto, quando perante um afloramento em que temos falhas inversas com a mesma orientação que falhas normais, não foi tão fácil a interpretação. Até que os sininhos tocaram e lá encontrámos a solução. Um roll-over, sem mais nem menos. E é aqui, que às vezes nos apercebemos que por vezes o que vemos, não é o que parece mas algo diferente. Aquelas falhas inversas não actuaram como falhas inversas, mas sim como falhas normais em grabens, e com o roll-over, a falha ficou posicionada de tal modo que naquele instante tinha um deslocamento relativo de falha inversa. Interessante e um aprendizado. :D

Atenção ao que observam jovens geociêntistas, não vá a geodinâmica tecê-las!!!!

Assim, efectivamente as falhas normais aparentam inclinações mais suaves do que o estatisticamente ocorre, bem como as falhas inversas com grandes inclinações, quando ocorrem com direcções idênticas às das falhas normais, se deformação aparente suficiente para explicar diferentes fases de deformação. Isto, obviamente, com a presença de uma falha principal lístrica, que permite a rotação ou o roll-over do bloco a tecto.

Cartografia

2011-10-21T23:51:00.000+01:00

E para qualquer geocientista, analisar um mapa faz parte do seu quotidiano. Olhar, localizar as suas áreas de interesse e se estiver a fazer um estudo regional, perceber a estrutura e que litologias afloram. Se estivermos a fazer um estudo mais aprofundado, então temos que inclusivamente fazer os nossos próprios cortes. E aqui chegam as dificuldades. Primeiro porque geralmente os mapas têm tanta informação que chega a ser dificil distinguir os diferentes traçados. Depois há sempre as questões das escalas e como isso irá funcionar no corte, se queremos realçar alguma estrutura e por isso ousar sobreelevar ou então manter a escala e correr o risco de não conseguir ver grande coisa. São escolhas que se vai fazendo... e só verificamos se foram boas no final.

Se só temos uma cartografia de pequena escala, provavelmente não teremos os detalhes que pretendemos caso estejamos interessados em detalhar a estrututa. Para isso são mais úteis levantamentos à escala 1:10000??? Mas é raro encontrar esse tipo de cartografia, sendo que em Portugal o levantamento geralmente existente é o 1/50000 que tem as suas limitações. Hoje estivemos a trabalhar com a carta de Alenquer... e logo o primeiro problema é que utilizando a escala do mapa iriamos ter um corte com 2cm de altura... e logo não põe em evidência qualquer estrutura. Sobreelevando começa a haver problemas com as inclinações de falhas e das camadas e é necessário um raciocínio atento e profundo sobre a estrutura, para no final sair alguma coisa minimamente coerente.

Geologicamente falando, na carta de Alenquer estamos na bacia lusitaniana (ou lusitânica). Esta bacia foi estruturada durante a abertura do oceano Atlântico, evento que terá tido início algures durante o triássico e que se prolongou durante todo o Jurássico e Cretássico, sendo que durante o K abandonou o ramo lusitaniano e iniciou a sua abertura onde hoje encontramos a crista média atlântica. Uma das formações base da bacia é bastante importante, fundamentalmente porque devido às suas caracteristicas reológicas (margas, gesso e sal-gema) favorece não só a formação de relevos (domas) como funciona como uma superfície de decolamento, "oleando" inclusivamente diversas falhas. Isto é particularmente importante durante a orogenia alpina, principalmente durante os eventos pirenaicos, em que diversos relevos são elevados em Portugal, por exemplo a cadeia da Arrábida, Montejunto, Serra de Aire e Candeeiros... entre outros. Mas na carta de Alenquer não é particularmente espectacular a inversão tectónica Miocénica, mas antes a tectónica diapírica, associada ao comportamento plástico e diferenças de densidade entre estes materiais amplamente denominados como margas da Dagorda e as restantes series, intercaladamente detrítícas e calcárias que compõem o Jurássico e o Cretácico Português. As margas forçam o seu caminho, que deverá ter tido inicio no final do Jurássico (evidências para tal são encontradas nesta mesma carta), aproveitando falhas estabelecidas (durante a abertura da bacia) e mais tarde aproveitando os esforços compressivos resultantes da orogenia alpina. E daí, temos a extrusão de margas, como é o caso do vale tifónico de Matacães, muito provavelmente, responsável pela depressão de Runa, imediatamente a SE. Em Matacães, afloram depósitos mais recentes, formando uma cobertura que esconde os materiais margosos, responsáveis pela topografia deprimida e daí formando um vale. Mas estes materiais não são responsáveis apenas pela formação de depressões. Logo mais a SE e francamente mais a Este, entre Sobral de Monte Agraço e Vila Franca de Xira há uma clara mancha de Jurássico médio a superior de forma quase circular e que apresenta uma elevação em relação ao jurássico superior circundante. Esta geomorfologia parece estar associada a fenómenos diapíricos, sendo que estes materiais poderão estar a ser forçados pelos materiais margosos subjacentes, por diapirismo.

E transpor as observações de campo para um mapa não é linear e por vezes é um trabalho ardúo que conduz um geólogo a um caminho sem saída. Por vezes é necessário também aqui tomar opções e por isso muito raramente um corte efectuado num mapa real tem uma expressão como mandam as regras... as espessuras das camadas não batem certo, as inclinações dificilmente são possíveis de adquirir ou se há essa informação e ela é coerente ao longo do mapa, passado para corte não sai bem. Mas este também é o trabalho de um geólogo... servindo-se do mapa como base, tem que extrapolar através dos seus conhecimentos o melhor que puder e analisar de forma muito crítica as informações do mapa à medida que vai construindo o seu corte.

Aqui fica uma vista do vale tifónico de Matacães

Primeiro dia de aulas

2011-10-14T14:59:00.000+01:00

E cá estou eu novamente, de cara renovada e com mais experiências. Depois do meu último blog dedicado à minha vivência erasmus (madrilenax1ano.blogspot.com), começarei este, agora já licenciada, com o intuito de partilhar com todos aqueles que quiserem, as aventuras de mestrado.

Como a Terra é uma entidade viva, apresenta uma dinâmica que a todos os geocientistas fascina. No meu caso, sinto-me fascinada pela deformação que as rochas são subjugadas aquando das orogenias, durante a formação e também, diga-se, desconstrucção das grandes massas continentais. Sinto um grande fascínio pela Pangeia, pela Gondwana e por isso decidi embarcar numa aventura geocientífica que me conduzirá aos tempos paleozóicos... mas, até lá, terei muito que fazer.

Ingressei no mestrado de Ciências da Terra, da Atmosfera e do Espaço na Universidade de Évora, com especialidade em Processos Geológicos. Como acabei uma licenciatura de 4 anos em Lisboa, decidi tentar obter algumas equivalências a disciplinas que me parecem desviar daquilo que quero. Não que uma ou outra não sejam interessantes, mas assim ganho mais tempo para me focar no que é importante. Assim, conto ter apenas uma cadeira este semestre, Métodos Cartográficos em Geologia, leccionada pelo Alexandre Araújo. Ora, as aulas começam hoje, dia 14 de outubro. Depois de um ano em que me ocupei com um projecto de investigação, o ritmo de aulas ainda não me assiste e por isso mesmo estou bastante expectante quanto a este semestre. No próximo já terei mais cadeiras, mas aí terei todo o tempo para voltar a falar nisso.

Como tenho aparentemente muito tempo livre, irei iniciar a tese de mestrado, que conta com os meus queridos orientadores J. Mata, T. Santos e R. Dias, qual trio de cromos da caderneta geológica e com os quais espero aprender muito.

Tentarei não abordar nada com exaustão e partilhar não só as peripécias, como alguns factos geológicos que irei aprender e que me possam parecer interessantes. Porque a Ciência não é para o indivíduo mas antes para a Sociedade, espero que o meu trabalho sirva de algo.

Saudações metapelíticas,

I