O Código Varisco – Episódio 1

“Deus não sabe estrutural”.  Rui Dias

Uma orogenia pode ser considerada como sendo um conjunto de fenómenos, ocorrido num determinado período da História da Terra, abrangendo um extenso espaço geográfico, que conduz à formação de uma cadeia de montanhas. Associado ao conceito de orogenia está o de ciclo orogénico que tem início com a deposição de sedimentos numa bacia oceânica. Dentro de um extenso conjunto de fenómenos associados ao processo orogénico, estão, para além da sedimentação, a diagénese, mas também, por exemplo, o magmatismo, o metamorfismo e a deformação.

Porém, não se deve confundir orogenia com orogénese. Este segundo termo refere-se apenas à formação de uma qualquer cadeia de montanhas, enquanto cada orogenia é única como cada pessoa, porque está associada ao fecho de um determinado e específico oceano, por exemplo o Rheic no caso da Orogenia Varisca.

Mantos de carreamento

No decurso de uma orogenia a ocorrência de mantos de carreamento constitui uma das mais importantes formas de transferência de massa. O enquadramento geológico e tectónico que se fez para o noroeste ibérico durante o século XX e neste início de século XXI, Foto 1, torna evidente a importância que o conhecimento sobre estrutura e tectónica de mantos de carreamento tem para a compreensão dos “autóctones”, “parautóctones”, “alóctones” e terrenos exóticos que aí afloram.

Sem Título-1

Foto 1 – Uma viagem geológica do Porto a Bragança.  A Cadeia Varisca Ibérica constitui a parte mais contínua da Cintura Varisca Europeia, que se desenvolveu desde Marrocos aos Apalaches. Teve origem na colisão de dois megacontinentes, durante os tempos devónico-carbónicos: Gondwana, a sul, e Laurussia, a norte. Segundo dados paleomagnéticos e biostratigráficos recentes, terão existido pequenas microplacas (Armórica e Avalonia) entre estes megacontinentes.

O termo nappe, traduzido por manto, é uma designação genérica aplicada a qualquer conjunto de rochas que foi deslocado da sua posição de origem, e que repousa agora sobre um substrato que não é o original.

A designação de manto tem ainda um significado geométrico implícito, mas não menos importante que o primeiro, o qual assume particular importância quando se pretende explicar a mecânica da instalação. Esse significado diz respeito às dimensões tridimensionais destes corpos geológicos, que cobrem áreas importantes quando comparadas com a espessura relativamente modesta.

A inclusão na definição da existência de movimento faz, desde logo, surgir os conceitos e designações fundamentais como unidade alóctone que, em sentido lato, corresponde ao conjunto deslocado sobre um substrato autóctone.

Carreamentos e Cavalgamentos

A superfície de movimentação tectónica pode ter várias designações, dependendo isso, principalmente, da quantidade de movimento das unidades deslocadas. Assim é vulgar a utilização dos termos carreamento ou superfície de carreamento para planos onde a movimentação tectónica foi de várias dezenas de quilómetros ou ultrapassou mesmo a centena de quilómetros, surgindo então  a designação de manto de carreamento para uma unidade alóctone que sofreu um transporte dessa ordem de grandeza, Foto 2.

Murça (Cavalgamento) Mapa

Foto 2 – Os estudos das características geométricas dos mantos de carreamento nas regiões orogénicas foram organizadas em dois grandes tipos: complexo imbricado de cavalgamentos e mantos dobra. No caso do Parautóctone inferior  considera-se esta geometria de cavalgamentos imbricados, caracterizado por um conjunto de acidentes inversos com maior ou menor movimentação associada que tendem a apresentar em perfil um traçado assimétrico em profundidade até coalescerem num acidente único –“sole thrust”. As repetições estratigráficas são promovidas principalmente pela movimentação inversa ao longo de acidentes e não por dobramentos internos. Não se formam grandes flancos inversos, os quais só existem localmente estando associados à movimentação nos acidentes contracionais ou a dobramentos posteriores. Esta situação ocorre frequentemente nas zonas externas de orógenos afectando sedimentos sinorogénicos, ou nos níveis estruturais superiores próximos da superfície de erosão sinorogénica.

O termo cavalgamento designa um deslocamento de menor amplitude que pode ir de algumas dezenas ou centenas de metros até alguns quilómetros. A extensão do transporte tectónico, seja por carreamento seja por cavalgamento está, obviamente, relacionada com a identificação da região de origem das unidades movimentadas, vulgarmente designada por zona de raízes.

Parautóctone, autóctone e alóctones

A identificação desse enraizamento é na maior parte dos casos difícil e, por si só, definidora da quantidade de movimentação, permitindo ainda acrescentar a designação de unidade parautóctone para referenciar unidades em que a movimentação foi intermédia a ponto de ser possível constatar afinidades de vária ordem – estratigráficas por exemplo – entre manto e o substrato autóctone sobre o qual se movimentou, Foto 3.

Murça (Cavalgamento)-35

Foto 3 –  Carreamento Principal de Trás-os-Montes separa o autóctone do parautóctone (Parautóctone inferior).  Os estudos das características geométricas dos mantos de carreamento nas regiões orogénicas foram organizadas em dois grandes tipos: complexo imbricado de cavalgamentos (presentes no Parautóctone inferior) e mantos dobra (presentes no Parautóctone superior).

Existe, ainda, a designação de unidade subautóctone para transportes de menor amplitude em que o enraizamento é bastante próximo. O tipo de litologias carreadas ao evidenciar maior ou menor grau metamórfico serve, de imediato, para ajuizar da proveniência em profundidade do material. Deste modo, a primeira grande divisão de mantos de carreamento separa mantos superficiais de mantos profundos ou cristalinos. A natureza litológica do material, implicando géneses a diferentes profundidades na litosfera, obriga a estudar separadamente os mecanismos de instalação dos mantos superficiais e dos mantos cristalinos, designadamente se o processo de transporte por carreamento do material profundo é invocado para explicar a sua exumação. Uma das grandes diferenças reside no facto de a exumação de material profundo colocar materiais mais densos sobre materiais supracrustais menos densos, o que é também expresso pela inversão das isógradas metamórficas.

Neste caso, será necessário explicar uma inversão de densidades num campo gravítico, ao passo que no caso de mantos superficiais fala-se apenas de materiais com a mesma densidade, o que simplifica bastante o estudo dos mecanismos de instalação.

Thick skin e Thin skin

Nos mantos cristalinos constata-se, portanto, a presença de unidades do soco, por vezes com materiais que chegam a exibir fácies metamórficas de alta pressão. Esses mantos estão, regra geral, localizados nas zonas internas da cadeia, onde uma tectónica de movimentos convergentes envolve porções litosféricas extensas em profundidade, condição necessária para transportar até à superfície materiais de génese profunda. As superfícies de movimentação têm por isso enraizamento profundo, pois só assim pode haver sobreposição de materiais cristalinos do soco a sequências sedimentares de cobertura. Nestes casos pode chegar a haver duplicação da espessura crustal, razão pela qual este tipo de tectónica é designado de thick skin.

Por contraposição, nos mantos superficiais as unidades envolvidas estão desprovidas de metamorfismo ou apresentam metamorfismo incipiente ou de baixo grau. A mobilização das unidades no transporte tectónico por cavalgamento ou carreamento é pouco profunda  ou próxima do nível de erosão contemporâneo da instalação. Estas características fazem que a este tipo de tectónica de mantos se dê a designação de thin skin. Nas coberturas sedimentares observa-se frequentemente que uma falha inversa, com pendores fortes, enraíza-se horizontalmente em profundidade num nível que não chega a atravessar, deixando assim ausentes de deformação os níveis subjacentes. O soco não é então envolvido e utiliza-se o termo cavalgamento de cobertura para referir que o espessamento, nessa vertical, é negligenciável à escala da crusta”. Este tipo de tectónica é típico, ainda que não exclusivo, das zonas externas das cadeias, onde um conjunto de acidentes inversos com inclinação diminuindo em profundidade podem juntar-se a um único acidente inverso designado por carreamento/cavalgamento basal (sole thrust ou floor thrust), também designado por descolamento basal, que separa a cobertura afectada por movimentação e imbricação de acidentes de um substrato pouco ou nada deformado. É frequente a localização destas superfícies de descolamento em níveis de propriedades mecânicas particulares (xistos negros, mármores, evaporitos), tendo por isso a sua localização um importante controlo estratigráfico, daí a já referida designação de descolamento paralelo à estratificação (layer parallel décollement).

Estas geometrias de deformação têm visto, nas zonas externas de orógenos, a sua confir- mação em profundidade através da aplicação de técnicas geofísicas, nomeadamente nos forelands do segmento varisco ibérico. A classificação de mantos de carreamento variscos proposta por P. Matte (1991) é perfeitamente enquadrável nesta tipificação geral de mantos que se acaba de expor, e que se baseia quer na sua estrutura, quer no seu grau metamórfico. Trata-se, com efeito, de duas importantes características definidoras, pois se a primeira está intimamente relacionada com o modo de transporte e instalação á a segunda está relacionada com a localização litosférica de origem. Pode ainda ser acrescentada informação no que respeita à sua posição na cadeia orogénica, ainda que não haja relacionamento biunívoco entre o tipo de manto e a sua posição no orógeno.

Um geólogo estrutural, quando colocado em frente a uma rocha deformada, tende a observar as estruturas presentes na mesma, tentando explicar as suas observações baseando-se nos princípios básicos da geologia. Muito do trabalho deste geocientista é realizado através do trabalho campo, com observação, descrição e catalogação de diversas estruturas que, no seu conjunto, permitam compreender e retratar os processos que levaram ao desenvolvimento das mesmas e, consequentemente, das próprias rochas que as contêm. Aliás, o par rocha-estrutura é fulcral no entendimento da estreita ligação entre o Ciclo das Rochas e o Ciclo Tectónico.

Uma viagem aos Terreno Ibérico pode ser feita aqui.

Fontes:

Click to access FolhetoRota%20Geologica.pdf

Click to access Rodrigues_28627CD_D77.pdf

http://repositorio.lneg.pt/handle/10400.9/983

Click to access Rodrigues_28627CD_D77.pdf

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Fase Sarda

O autóctone Centro-Ibérico

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

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

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

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

Marão 1

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

Fase Sarda

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

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

Desconformidade A-9

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

Vulcanismo Ordovícico

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

Marão1 (blogue)

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

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

Desconformidade A1

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

Resumindo

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

Fontes:

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

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

Tempestitos no Paleozoico

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

Membro Fragas de Ermida (Tempestito)-7

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

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

Para ver mais sobre Tempestitos (clique aqui)

Fonte:

Click to access Camada-Seixinhos-no-interior-do-Tunel-do-Marao.pdf

Sedimentação em ambientes profundos

Os fluxos sedimentares gravíticos são fluxos de sedimentos ou de misturas de água e sedimento que se deslocam devido à ação da gravidade, sem influência significativa do meio existente por cima desse fluxo. Frequentemente, as partículas são sujeitas a dispersão no início da movimentação. Alguns destes fluxos iniciam-se muito lentamente. Outros ocorrem de forma súbita.

Os principais fluxos sedimentares gravíticos são: fluxos granulares (grain flows), fluxos liquificados (liquified flows), fluxos detríticos (debris flow) e correntes turbidíticas (turbidity currents).

Cada um destes tipos de fluxo têm mecanismos de suporte do material em suspensão específicos mas que não são mutualmente exclusivos. Existe mesmo a convicção de que de que, em muitos casos, vários destes mecanismos são simultaneamente importantes. Um mesmo fluxo pode mesmo ter dominância de mecanismos diferentes em diferentes estádios do seu percurso.

Correntes Turbidíticas

As correntes de densidade são fluxos granulares induzidos pela gravidade, em que a densidade global do fluido afetado é maior do que a do fluido envolvente. Os fatores responsáveis pelo aumento da densidade global desse fluido podem ser a menor temperatura, a salinidade maior e/ou o maior conteúdo em matéria em suspensão, Foto 1.

Formação a Desejosa (Câmbrico) 1

Foto 1 – Os turbiditos formam-se pela ação de correntes turbidíticas que se caracterizam por um regime turbulento e extremamente rápido, que transportam uma carga sólida composta por uma mistura de sedimentos e água. Os sedimentos grosseiros (areias e seixos) são transportados como carga de fundo por arraste enquanto a fração fina (argilas, lamas e siltes) é transportada em suspensão. Formação de Desejosa (Câmbrico) na Serra do Marão. Formação constituída por alternâncias finas de filitos e metassiltitos com intercalações de metagrauvaques conferindo à unidade um aspecto listrado.

As correntes turbidíticas são correntes de densidade em que a maior densidade global do fluido se deve a uma maior quantidade de matéria mantida em suspensão por fenómenos turbulentos. As colisões entre as partículas são um fator importante de dispersão destas e da sua manutenção em suspensão. No entanto, as movimentações ascendentes do fluido através do conjunto de partículas é outro fator dispersivo muito importante. Os materiais finos em suspensão, que constituem, de certa forma, a matriz do meio, são outro sustentáculo muito importante para que a suspensão se mantenha.As correntes turbidíticas são assim designadas porque a carga sedimentar em suspensão faz com que a água fique muito turva.

Quando se obtêm testemunhos sedimentares verticais (cores ou carottes) do fundo oceânico é frequente encontrarem-se vários turbiditos sobrepostos, muitas vezes separados por níveis, geralmente com pequena espessura, de sedimentos pelágicos mais biogénicos. Deve-se ter em atenção que o tempo necessário à acumulação desses níveis mais estreitos é muito maior (anos a séculos ou, mesmo, milénios) do que o correspondente à deposição do turbidito (horas a dias).

As correntes turbidíticas constituem mecanismos muito eficazes de transferência de partículas grosseiras (areia) para o domínio profundo, frequentemente para áreas onde, à exceção dos turbiditos, só ocorre sedimentação fina.

As correntes turbidíticas não se iniciam sem haver qualquer mecanismo exógeno que faça com que grande quantidade de sedimento entre em suspensão. O fluido com essa carga sedimentar em suspensão fica, então, com uma densidade global maior do que a do fluido envolvente, sem (ou com muito pouca) matéria em suspensão. Este contraste de densidade, combinado com a ação da gravidade, provoca um fluxo turbulento que tende a manter o sedimento em suspensão, inibindo a sua deposição e, consequentemente, a dissipação da corrente turbidítica por perda da carga sedimentar. A manutenção da turbulência e, portanto, da carga em suspensão e do fluxo turbidítico, carece de uma introdução constante de energia, a qual lhe advém da energia potencial da corrente fluindo por uma vertente ou canal descendente.

Os mecanismos indutores das correntes turbidíticas são variados, podendo ser abalos sísmicos, grandes temporais, deslizamentos de terras, deposição sedimentar rápida em vertentes inclinadas na sequência de cheias fluviais, etc. As correntes turbidíticas têm muitas analogias com as correntes geradas pela escorrência superficial nas zonas continentais emersas. Quando começam a perder rapidamente competência, o que normalmente acontece assim que deixam de estar confinadas num canal, a deposição da carga sedimentar constrói deltas submarinos que têm semelhanças com os deltas construídos na parte terminal dos grandes rios.

Sequências de Bouma

Os depósitos turbidíticos adquirem características diferenciadas consoante a deposição se efetua na parte proximal ou na distal do turbidito.

A sequência vertical de um turbidito, imagem 1, descrita por Bouma em 1962 é composta por intercalações de camadas de areias e material fino como siltes e argilas, sobre uma base erodida. Os turbiditos têm uma sequência vertical positiva, ou seja a dimensão dos sedimentos diminui verticalmente na sequência estratigráfica, passando de uma base de natureza grosseira, composta por areias ou conglomerados, para o topo composto por material fino como siltes e argilas pelágicas, que podem ter um conteúdo rico em matéria orgânica.

Bouma

Imagem 1 – Esquema de um depósito turbidítico em domínio profundo, com indicação dos níveis da sequência de Bouma que se depositam em cada zona. Bouma (1962) esquematizou as principais fácies para a identificação dos turbiditos, que ficou conhecida como sequência de Bouma (depositadas por correntes de turbidez de baixa densidade).

Essa sequência é dividida, da base para o topo, nas seguintes fácies: (a) arenitos maciços com granulometria gradacional; (b) arenitos com laminação paralela; (c) arenitos com microlaminação cruzada cavalgante; (d) ritimitos siltosos e arenitos muito finos ou siltosos; (e) folhelhos da sedimentação lacustre ou oceânica. O intervalo hemipelágico é formado por níveis delgados de argila e ou carbonatos e são depositados nos períodos entre os pulsos de correntes de turbidez.

Formações Turbidíticas pode ser vista aqui.

Fontes:

http://w3.ualg.pt/~jdias/JAD/ebooks/Turbiditos.pdf

http://www.twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20112/lucas_gontijo_20112.pdf

https://www.researchgate.net/profile/Paulo_Paim/publication/286033690_Mecanismos_de_transporte_e_deposicao_em_turbiditos/links/566582ac08ae418a786ef6ab/Mecanismos-de-transporte-e-deposicao-em-turbiditos.pdf?origin=publication_detail

 

 

 

Estromatólitos – nos mares primordiais

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

EStromatólitos (Angola)1-2

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

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

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

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

Estromatólitos_-3

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

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

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

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

EStromatólitos 1234(Angola)

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

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

 

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