Origens – Parte I (Éden Africano)

Conjunto de 3 posts sobre a grande jornada do clado africano dos hominoides. Nesta primeira parte alguns conceitos de biologia evolutiva importantes e a história do nosso primeiro registo no nosso ramo evolutivo.

A biologia moderna está fortemente apoiada no conceito da evolução das espécies, e entende-se que cada ser vivo compartilha ancestrais em maior ou menor grau com os demais seres vivos. Uma forma encontrada para mostrar estas relações entre os seres vivos são representações gráficas denominadas “cladogramas” ou “árvores filogenéticas”. Os cladogramas correspondem a hipóteses sobre a evolução de grupos de organismos, e seu uso, além de permitir trabalhar o conceito de ancestralidade comum.

Figura 1 – A análise filogenética resulta de uma hipótese de relações de parentesco expressa por um cladograma. O cladograma pode ser dividido em : A) Raiz (ramo ancestral de uma análise) ; B) Nós (localizados na divisão de um ramo em dois ou mais. Representam entidades hipotéticas); C) Ramos (representam cada linhagem evolutiva) e D) Terminais (grupos que estão a ser analisados).

De acordo com a metodologia da sistemática filogenética (escola criada pelo etomólogo alemão Willi Henning) um carácter é uma conjetura de homologia (no sentido evolutivo) e o sua consequente confirmação (ou não) é feita através da árvore filogenética.

Microevolução e macroevolução

A expressão microevolução (evolução à escala micro) refere-se às mudanças que ocorrem no interior das espécies, ou seja, entre as populações que a compõem. Tem a ver com a vida de uma espécie (decorre do ponto D – terminal, Foto 1, na árvore filogenética). A expressão macroevolução (evolução à escala macro) é usada pelos paleontólogos e refere-se à história evolutiva das linhagem, como os ruminantes, primatas, etc (árvore filogenética da Figura 1). Esta evolução conta-se por milhões de anos e não por gerações.

Origens da Humanidade

As alterações verificadas no clima da Terra ao longo do tempo estão relacionadas com a origem e evolução do Homem, além de terem criado condições para a sua migração para toda o planeta. Ao longo dos últimos séculos têm sido descobertas pistas que permitem uma imagem inacabada desta origem e evolução do Homem. Vou fazer uma viagem resumida nesta imagem tendo presente à partida as noções de filogenia, micro e macroevolução e outros conceitos que vou explorar à media que for explorando esta imagem da origem humana.

No Deserto do Afar

A bacia do Afar é onde está neste momento a ocorrer os estádios precoces do ciclo de Wilson que correspondem à chamada fase de rifte intracontinental. A dinâmica do interior da Terra nesta região tem levado a um processo de divergência – Rifte do Leste Africano. Nesta região instável da litosfera, os vulcões, os sismos e a lenta acumulação de sedimentos convergiram entre si para enterrar as ossadas e, muito mais tarde, devolveram-nas às superfície sob a forma de fósseis.

Em 2009 os investigadores do projeto Middle Awash, anunciaram ao mundo um achado: a descoberta do esqueleto de um membro da família humana com 4,4 Ma num local denominado Aramis, a cerca de trinta quilómetros a norte do lago Yardi. Os primeiros fósseis atribuídos à nossa linhagem têm entre 7 Ma, quando muito, e um pouco menos de 4,5 Ma. Vieram na Etiópia, no Quénia e no Chade, em locais que eram florestas tropicais e que hoje são terrenos áridos.

Aos vestígios fósseis descritos, os paleoantropólogos chamaram de «ardipitecos», porque os esqueletos, porque o esqueleto mais completo encontrado, que recebeu o nome de Ardi, é de uma fêmea da espécie Ardipithecus ramidus.

Percebe-se por este esqueleto que os ardipitecos tinham uma vida passada nas árvores, com braços muito compridos (mais do que as pernas), e muito fortes. Os dentes, comparáveis aos dos chimpanzés em tamanho e em espessura do esmalte, indicam um nicho ecológico que não seria muito diferente. Os ardipitecos raramente desceriam ao solo e faziam-no menos que os gorilas e ainda menos que os chimpanzés. Eram, segundo o paleontólogo Juan Luís Arsuaga, habitantes do dossel arbóreo.

O registo da linhagem humana, a sua macroevolução, iniciada em África recua até cerca de 7 Ma, Figura 2.

Figura 2 – A Família Humana. Árvore filogenética (Science, 2009). Além de Ardi, os estratos existentes no Afar representam outros 14 períodos cronológicos diferentes e já proporcionaram a descoberta de hominídeos, desde formas ainda mais antigas e primitivas do que o Ardipithecus ramidus até representantes primitivos do Homo sapiens.

Em 1978 foram descobertas pegadas fossilizadas em Laetoli (Tanzânia), que evidenciam marcas de bipedismo. Encontram-se preservadas num nível de cinzas vulcânicas, provenientes do vulcão Sadiman, a 20 km de distância. As cinzas foram consolidadas por água proveniente da chuva, que não destruiu as pegadas. Este nível foi descoberto, posteriormente por mais cinza. Datações com K/Ar permitiram concluir que o nível se formou há 3,6 Ma. durante o pliocénico, Figura 3.

Figura 3 – O primeiro passo na nossa linha evolutiva, Ardipithecus, com uma parte do seu pé no passado e outra no futuro, caninos já reduzidos, habitando as florestas foi substituído por uma segunda etapa, Australopithecus, ainda com cérebros pequenos mas totalmente bípedes, já não limitados à floresta e com um território que geograficamente se prolongava do Rifte Africano na região da Etiópia até ao Transval, na África do Sul.

Os primeiros bípedes

Os primeiros dos nossos que não oferecem dúvidas sobre a sua filiação são os Australopitecos que viveram desde há mais 4 Ma e até há menos de 2 Ma, numa parte considerável de África. O fóssil mais famoso de um australopiteco é um esqueleto batizado Lucy, uma fêmea de Australopithecus aferensis que viveu onde é hoje a Etiópia. Um outro esqueleto descoberto, também de fêmea, muito mais completo, encontrado na África do Sul e batizado Little Foot.

Não restam dúvidas de que os australopitecos são da nossa própria linhagem, porque a postura era completamente bípede e, no essencial, igual à postura humana atual, com todas as adaptações que tornam possível este tipo e locomoção.

Passavam uma parte considerável do seu tempo nas copas das  árvores, onde consumiriam frutas maduras e estariam a salvo do perigos. Parte da dieta era também obtida em meios menos florestais e mais abertos. Tudo isto faz pensar que o habitat dos australopitecos tenha sido o das florestas fragmentadas, ou seja, um mosaico ecológico. Os antepassados dos gorilas e chimpanzés, permaneceram nas florestas tropicais e contínuas, sem grandes clareiras, da cintura tropical africana, onde os seus descendentes continuam a viver.

A especiação consiste na divisão de uma espécie em duas ou mais espécies, não muito diferentes entre si, que ecologicamente ocupam subzonas adaptativas próximas, nichos muito semelhantes.

Os genomas dos chimpanzés, gorilas e seres humanos, os membros do clado africano dos hominoides, são muito semelhantes, de tal modo que o último antepassado comum (Ponto A – Raiz) não deve estar muito afastado no tempo. Viveu em África há 10 Ma, ou até menos, mas no Mioceno. A linha dos gorilas afastou-se primeiro, mas quase imediatamente separaram-se os chimpanzés e os seres humanos. Há, aproximadamente, 2 milhões de anos, os chimpanzés dividiram-se em duas espécies separadas pelo Rio Congo: os chimpanzés comuns e bonobos.

O último antepassado comum de gorilas, chimpanzés e humanos não era nada parecido com nenhum deles. A partir do último antepassado comum, temos mudado muito (evoluído) nas três linhas.      

Fontes Consultadas

Vida a Grande História – Juan Luis Arsuaga (Temas e Debates, Círculo Leitores)

https://www.sciencemag.org/news/2020/04/lucy-s-baby-suggests-famed-human-ancestor-had-primitive-brain

Praia do Amado

É uma praia ampla, embora não tão extensa nem exposta quanto a Praia da Bordeira, que se estende ao longo de três vales. A norte, dominam os tons vermelhos e laranjas nas arribas e a passagem pelo sítio do Pontal é obrigatória, pela paisagem deslumbrante, pelo lapiás calcário e ainda pelo curioso abrigo de pesca da Zimbreirinha, onde os barcos se fundeiam em plataformas de madeira suspensas na arriba.

A sul, o cinzento dos grauvaques e dos xistos volta a dominar a paisagem. A vegetação encontra-se atapetada pelos ventos frequentes.
O Amado é famoso pelas suas ondas, muito versáteis e diversificadas, o que justifica a presença constante de escolas de surf e bodyboard no local.

Acesso viário alcatroado a partir da entrada sul da Carrapateira, seguindo na direcção do Amado, que se situa a cerca de 2 km. É também possível chegar ao Amado através da Praia da Bordeira, seguindo para sul sobre o topo das arribas (acesso de terra batida em cerca de 500m), passando pelo Pontal, local de grande beleza. Carrapateira e Bordeira vão ser tema um futuro post.

O valor científico e o potencial didático, em termos geomorfológico e paisagístico, desta praia justifica, a opção pela investigação realizada nesta região, tornando pertinente a utilização e a exploração didática destes local, tanto no ensino básico como no ensino secundário.

Um pouco de geologia…

A Bacia do Algarve é uma entidade geológica com cerca de 150 km de extensão e 30 km de largura, na sua porção emersa, tem uma orientação geral ENE- WSW, com sequências sedimentares que espessam e apresentam fácies de maior profundidade para SSE, localizando-se o depocentro da bacia no mar. Desde os estádios iniciais, a formação e desenvolvimento da bacia do Algarve esteve na estreita dependência da fracturação e abertura do oceano Atlântico, por um lado, e da atividade da fronteira de placas tectónicas entre a Península Ibérica e a África, por outro, Foto 1.

Praia do Amado-11

Foto 1 – A região compreendida entre a Carrapateira e a Ponta do Telheiro mostra uma grande diversidade geológica englobando dois tipos de terrenos: o Soco Varisco do Paleozóico Superior pertencente à Zona Sul Portuguesa, e a Cobertura Ceno-Mesozóica.

O enchimento sedimentar desta bacia passou por várias etapas deposicionais, relacionadas com um regime tectónico distensivo (conjunto de movimentos/forças distensivas com orientação noroeste-sudeste e norte-sul), que terá levado à diminuição da espessura litosférica com rutura posterior, regime associado ao início do processo de formação do Oceano Atlântico norte e central (com provável expansão do oceano Tétis para ocidente), aquando da fragmentação da Pangea. Estes processos relacionam-se com a deriva diferencial da placa Africana (que migrou para oriente) em relação à Euroasiática/microplaca Ibérica.

Assim, na Bacia Algarvia, terá ocorrido, entre o Mesozoico e o Cenozoico, a precipitação e a deposição de 3 000/4 000 metros de sedimentos (evaporitos, calcários, dolomitos, margas, arenitos, argilitos e areias finas), atualmente visíveis, em discordância angular e com lacuna estratigráfica, sobre o Soco paleozoico.

A região compreendida entre a Carrapateira e a Ponta do Telheiro mostra uma grande diversidade geológica englobando dois tipos de terrenos: o Soco Varisco do Paleozóico Superior pertencente à Zona Sul Portuguesa, e a Cobertura Ceno-Mesozóica.

A Praia do Amado situa-se a cerca de 2 km a sul da povoação da Carrapateira. Nas arribas da parte norte da praia (Praia do Cavaleiro) observam-se sedimentos pertencentes aos denominados “Grés de Silves” de idade Triásico Superior – Jurássico Inferior, enquanto que os afloramentos da parte central  sul correspondem a xistos argilosos negros pertencentes à Formação Bordalete de idade Tournaisiano (Carbonífero Inferior). Ambas as sucessões encontram-se intruídas por numerosos filões de rochas básicas alguns dos quais correspondem aos segmentos terminais do grande filão dolerítico de Messejana. Para além das rochas intrusivas, os afloramentos da parte norte da praia terminam com um episódio de vulcanismo extrusivo datado do Kimeridgiano (Jurássico superior).

A abertura do Atlântico – Grés de Silves

Rochas sedimentares detríticas, de coloração avermelhada, devido à oxidação dos minerais de ferro, fenómeno relacionado com as condições paleoclimáticas, quentes e áridas, compatíveis com a posição geográfica, central e próxima do equador, o durante o Triásico.

A sucessão estratigráfica observada na parte norte da praia do Amado inicia-se com arenitos de cor vermelha formando uma sequência formada por conglomerados na base que passam para o topo para arenitos grosseiros a médios, Foto 2.

Foto 2 –  Datada do Triásico Superior (cerca de 230 Ma a 210/200 Ma), a Formação dos Arenitos de Silves (por vezes chamada Formação do Grés de Silves), constituída por argilas, arenitos, argilitos, siltitos e conglomerados (com clastos do Soco varisco), de natureza continental e com tonalidades avermelhadas e amareladas, representa a base da Bacia Algarvia. Estas litologias apresentam estruturas sedimentares bem preservadas e definidas, como no caso da estratificação cruzada/entrecruzada e dos “ripple marks”.

As estruturas sedimentares observadas nesta sequência e a sua organização vertical, sugerem sedimentação continental aluvionar por ação de correntes unidireccionais, tendo-se acumulado, possivelmente, em leques aluvionares sob condições climáticas de aridez, denotado pela cor vermelha que mostram resultado da intensa oxidação que sofreram. Por correlação litológica com outros locais da Bacia Algarvia a sul, estes arenitos correspondem aos “Grés de Silves” de idade Triásico Superior.

Jurássico inferior – O Atlântico a abrir

Ao longo do Jurássico Inferior, a rutura dos blocos rochosos, numa fase distensiva (falhas com orientação este-oeste), associada à continuação do processo de fragmentação da Pangea, terá permitido que as águas marinhas invadissem, progressivamente, as regiões situadas entre as massas continentais, levando à formação de lagos/lagoas temporários. Na presença das condições paleoclimáticas existentes (clima quente e seco) terá ocorrido, nesses sistemas lagunares, a evaporação da água salgada e a precipitação posterior de quantidades significativas de gesso, anidrite e sal-gema (depósitos evaporíticos), encontrados, atualmente, em diversas zonas do Algarve. Devido à plasticidade destes materiais evaporíticos, verificam-se, mais tarde (no período Paleogénico), movimentos ascendentes do gesso, ao longo de fraturas existentes, muitas vezes sob a forma de diapiros, Foto 3.

Foto 3 – Em concordância estratigráfica com os arenitos sucede-se uma sequência, constituída maioritariamente por argilitos de cor vermelha. Intercalados com os argilitos ocorrem camadas de dolomitos de cor creme e camadas de argilitos de cor esverdeada a cinzenta. Falhas normais de pequeno rejeito, afetam esta parte da sucessão.

Esta parte da sucessão encontra-se intruída por vários filões de rochas básicas nas quais se observam numerosos xenólitos no seio interior, Foto 4.

Praia do Amado-4Foto 4 – Princípio da inclusão. Fragmento de Grés de Silves (vermelho) de idade triásica incluido em basaltos de idade Kimeridgiana (Jurássico superior).

Os tipos litológicos e estruturas sedimentares exibidas sugerem que estas argilas e dolomitos se acumularam em ambientes lagunares costeiros em clima árido a ambiente marinho costeiro de pouca profundidade. As características desta parte da sucessão permitem correlacioná-la com o Complexo Margo Carbonato Evaporítico de Silves da Bacia Algarvia, de idade Triásico Superior – Hetangiano. No mesmo período geológico, as referidas fraturas, associadas ao culminar do processo distensivo, que conduziu à diferenciação de um rifte, terão possibilitado, nas zonas mais finas da crosta, a subida de magma, originando uma atividade vulcânica intensa (provavelmente em regime continental e marinho), com alternância de fases explosivas e efusivas, caracterizada, essencialmente, pela emissão de escoadas basálticas, filões e piroclastos. Estes acontecimentos vulcânicos encontram-se representados, em afloramento quase contínuo, ao longo de toda a região algarvia, onde é possível observar rochas vulcânicas (basaltos, doleritos, tufos vulcânicos e brechas vulcânicas, sob a forma de chaminés.

Magmatismo

As rochas que afloram nesta praia  estão intruídas por diversos filões de rochas magmáticas básicas, aproximadamente com uma direcção NNE – SSW. Nos afloramentos observados os filões exibem espessuras variáveis. É ainda possível observar texturas de arrefecimento, de fluxo magmático, pequenas margens de metamorfismo de contacto nas rochas encaixantes e xenólitos no interior dos filões, Foto 5.

Foto 5 – Geoquimicamente estes filões apresentam características correspondentes aos basaltos toleíticos e paralelizáveis ao grande filão dolerítico de Messejana. Este último filão foi datado do Jurássico Inferior, 184± 5 Ma, a Jurássico Médio, 168±5 Ma.

Caminhando para sul a falésia apresenta uma cor escura, sinal que estamos de volta ao Paleozoico. Mas antes de chegarmos a esta falésia de xistos e grauvaques há um afloramento do Cenozoico, mas esse, vou deixar para um outo post.

Sapal de Castro Marim

O estuário do Guadiana é um estuário longo e estreito, do tipo de um rio em vale encaixado. A largura média do estuário na zona da embocadura é cerca de 2 km, diminuindo progressivamente para montante, sendo a largura média da ordem de 1 km e a profundidade média da ordem dos 3 metros. Possui regiões de sapal tanto na margem Portuguesa (sapal de Castro Marim), como na margem espanhola (sapal de Ayamonte). O limite de penetração da água salgada no interior do estuário depende do caudal do rio, sendo que, no verão o limite de propagação situa-se na região de Alcoutim (a 40 km da foz) podendo os efeitos das marés serem sentidos em Mértola (a 65 km da foz). As estruturas reguladoras do rio aí existentes impedem a sua propagação mais para montante.

A maioria da região do sapal de Castro Marim na costa da margem Portuguesa e o de Ayamonte na margem Espanhola são zonas protegidas com estatutos de reservas naturais. O sapal de Castro Marim compreende uma área formada por sapais, salinas e esteiros, com zonas secas de xistos, grés vermelho, areias e arenitos.

Criada em 1975, foi a primeira Reserva Natural a ser classificada em Portugal continental e constitui um habitat importante para diversos seres vivos, incluindo para aves aquáticas que aqui encontram condições de nidificação e invernada, Foto 1.

Foto 1 – Reserva Natural do Sapal de Castro Marim e Vila Real de Santo António.

As zonas húmidas abrangem cerca de 66% da área total da reserva. Aqui, alguns sapais integram Áreas de Proteção Total, entre eles sapais primários e sedimentos intermareais adjacentes, com o objetivo de prezar a tranquilidade das atividades diárias das aves e de modo a manter o mínimo de perturbação nos processos naturais.

A salicultura e a agricultura são as duas atividades mais importantes presentes na reserva, com cerca de 60% da área desta. Nas salinas podemos encontrar produções tradicionais, com o sal a ser recolhido manualmente, e produções industriais com maquinaria introduzida. Após a crise neste sector, muitas das salinas foram abandonadas ou convertidas para aquaculturas.

Flora do sapal de Castro Marim.

Designam-se por halófitas as plantas que necessitam, para o seu desenvolvimento normal, de cloreto de sódio, carbonato de cálcio, sulfato de magnésio ou sulfato de sódio e podem suportar soluções salinas muito concentradas.

Confundem-se frequentemente os termos halófita e halófila.

Algumas halófitas podem sobreviver normalmente em solos não salgados logo seu halofilismo é facultativo e só vivem nestes meios porque, na luta competitiva travada com outras plantas em solos normais, são remetida para os salgados, como que por exclusão.

As halófilas, pelo contrário, só se desenvolvem completamente na presença de fortes concentrações salinas, isto é, são halófitas obrigatórias.

As espécies do sapal, apesar de habitarem áreas com Os sapais de Portugal são colonizados por espécies halófitas, Foto 2, sendo as mais comuns a Halimione portulacoides, Sarcocornia fruticosa, Spartina marítima e Juncus maritimus.

Foto 2 – As espécies vegetais do sapal, apesar de habitarem áreas com grande disponibilidade de água, o facto desta ser salgada impõem inúmeras adaptações aos vegetais. Estas plantas podem imobilizar ou mobilizar metais nos sedimentos da rizosfera, consoante a excreção de oxigénio das raízes para o sedimento, influenciando assim os processos redox e ainda alterando o pH . Conseguem suportar períodos em que ficam submersas por várias horas e suportar elevada salinidade. Permitem que se depositem mais sedimentos, que são estabilizados pelas suas raízes e onde é produzida e acumulada mais matéria orgânica. Neste exemplo de um Sapal mediterrânico, observa-se a influência simultânea da submersão pelas águas da maré, da salinidade, da profundidade do lençol freático e da composição florística. A fronteira entre os sapais mediterrânicos e os sapais eurossiberianos verifica-se na lagoa de Óbidos.

As plantas que constituem o sapa de Castro Marim tem um carácter anfíbio, embora um dos fatores que maior influência tem na distribuição das espécies que podem aqui ser encontradas é a submersão bidiária.

O que são os Sapais?

Os sapais são ambientes específicos de estuários, deltas, ou lagos, e são zonas de transição entre ecossistemas marinhos e terrestres. São caracterizados por serem plataformas de sedimentos finos (por deposição fluvial ou por erosão e transporte de ondas) e de matéria orgânica. São alagados consoante as marés e colonizados por plantas, que apresentam características que lhes permitem desenvolver-se neste tipo de ambientes.

Os sapais podem ser definidos como áreas entre-marés de sedimentos finos transportados por água e estabilizados por vegetação). Os sapais são formações de vegetação tolerante à salinidade da água dos ambientes em que se inserem. Fazem parte de sistemas estuarinos, costeiros e por vezes lagunares. Para a sua formação e manutenção, os sapais dependem dos processos e inputs destes sistemas maiores onde estão inseridos. Podem ser considerados como um “banco de sedimentos” dos estuários ou baías. São constituídos, geologicamente, por lamas e partículas finas de areia. Pela sua fragilidade, os sapais são dos ecossistemas mais ameaçados do mundo, em consequência das pressões antropológicas que lhes são exercidas.

Flora nos sapais

As espécies dos sapais, apesar de habitarem áreas com grande disponibilidade de água, o facto desta ser hipertónica, impões inúmeras adaptações aos vegetais. Só algumas plantas desenvolveram para suportar estas condições extremas adaptações do seu metabolismo tais como o desenvolvimento da suculência, absorção em alto grau de certos iões, capacidade de acumulação, em certas partes da planta, de grandes quantidades de sais provenientes do seu metabolismo, de depois eliminam juntamente com os órgãos que os armazenavam e existência de glândulas de sal responsável pelo conteúdo mineral de muitos halófitos.

Para a criação de um sapal, por processos naturais, alguns fatores têm de ocorrer.

Primeiro que tudo, a sua localização e ocorrência não é aleatória, já que estes ocorrem inseridos noutros sistemas de maior envergadura e mais complexos: estuários, baías ou conjuntos lagunares costeiros, onde existe influência de água doce.

A morfologia destes sistemas tem um papel fundamental para a criação de sapais: todos têm potenciais zonas abrigadas das correntes das marés e também da ação da ondulação.

Os sedimentos finos em suspensão, de origem marinha e de origem fluvial, são transportados pelas correntes de maré até aos diversos pontos nestes sistemas, mas é onde e quando o conjunto de energias envolvidas neste processo é mais baixa que os sedimentos podem repousar e fixar-se. Ou seja, os sedimentos fixam-se nas zonas intertidais e quando a energia da maré é mais baixa, altura em que a água se move mais lentamente, – na preia-mar. Estes sedimentos, pela permanente atividade das marés, estratificam-se consoante os seus pesos e volumes, onde, por último, os lodos se depositam apenas quando a energia da água é próxima de nula.

Ao longo do tempo, estes depósitos de sedimentos aumentam e dão origem a condições para alguma vegetação se fixar e desenvolver, começando assim a colonizar «terra nova». Com o crescimento e fixação das plantas aumenta a capacidade de atenuação da velocidade das marés, e consequentemente, a deposição de sedimentos também irá aumentar, assim como a adição de matéria orgânica.

Enquanto o sapal se desenvolve, a deposição e adição de nova matéria vai elevar o nível da nova superfície em relação ao do mar, diminuindo assim a frequência e a duração das submersões pelas marés. Assim, possibilita a colonização de plantas menos tolerantes à salinidade e à submersão, criando comunidades mais complexas à medida que o sapal se desenvolve.

Os sedimentos que vão sendo depositados nestas zonas são, por norma, muito finos e uma das suas propriedades é a grande capacidade de adsorção. Ora, devido a esta condição, o sapal consegue reter elementos poluentes que se encontrem em suspensão ou diluídos na água, com a ajuda das plantas, neutralizando-os. Ou seja, o conjunto de atuantes num sapal consegue filtrar, reter e degradar matéria. Diversos estudos demonstraram que os sapais tem a capacidade de reter compostos considerados poluentes, entre eles, herbicidas, pesticidas e metais pesados.

Com a génese de um sapal, é criado um ecossistema único e especial, onde desde o mais pequeno ser até predadores encontram refúgio, alimento e também um local de ovação/nidificação. Não só as espécies animais endémicas se refugiam nestes locais, mas também é um destino privilegiado de aves migratórias, provenientes do resto da Europa e do Norte de África. Em termos florísticos, os sapais criam um habitat tão específico que apenas certas plantas, geograficamente restritas, tolerantes à salinidade e à submersão conseguem formar aqui comunidades.

Os sapais são igualmente limitadores naturais de cheias e de dinâmicas erosivas, sendo a primeira linha de defesa contra a força das ondas e marés, já que têm a capacidade de dissipação da energia das ondas. Esta capacidade é refletida na diminuição da altura das ondas.

Com a presença de sapais, os custos para a manutenção das frentes costeiras e ribeirinhas diminuem substancialmente, devido às estruturas de contenção não precisarem de ser tão robustas. Esta proteção contra as ondas não é tão eficaz contra condições extremas de ondulação. Contudo, o valor destes sapais como uma proteção funcional, natural e potencialmente sustentável tem sido meritoriamente reconhecido.

Fontes Consultadas

Adam, P. (1990). Saltmarsh Ecology (1ª edição). UK: Cambridge University Press, Cambridge

Antunes Dias, A. & Marques, J., 1999. Estuários. Estuário do Tejo: o seu Valor e um pouco da sua História. Alcochete: Reserva Natural do Estuário do Tejo.

Nazaré – uma janela do Cretácico

A Nazaré é uma vila piscatória que se situa na costa Atlântica, a pouco mais de cem quilómetros a norte de Lisboa, é situada numa enseada em forma de meia-lua e é desde a sua origem, no séc. XVIII, uma terra marcada pela presença do turismo. Um dos locais de maior interesse turístico e geológico é o famoso Promontório da Nazaré.

Este local é uma das áreas famosas pelas ondas gigantes que atraem surfistas destemidos.

A geologia deste promontório encanta pelas espetaculares formações rochosas da Bacia Lusitaniana. A viagem ao Sítio da Nazaré onde se localiza este promontório permite uma pequena imagem da História Geológica de Portugal durante o  Cretácico.   No final deste post encontram-se as fontes que consultei para preparar esta visita e que permitiram os esquemas das fotografias que resumem um pouco da história geológica dos afloramentos que é possível visitar neste local. Um dos documentos fundamentais para as visitas geológicas turísticas que tenho realizado na orla ocidental abaixo do Porto tem sido “Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal) – Rui Pena dos Reis & Nuno Pimentel”.

Breve resumo da história geológica da Bacia Lusitaniana

No final do Paleozoico, os processos tectónicos relacionados com a Orogenia Varisca culminaram com a formação do supercontinente Pangeia. Posteriormente, a fraturação deste continente, na zona que hoje corresponde à região oeste de Portugal continental, levou ao abatimento de vários blocos rochosos, dando origem a uma complexa depressão que foi invadida pela água do mar, a Bacia Lusitaniana.

A Bacia Lusitaniana, localizada na orla ocidental ibérica, formou-se, durante o Mesozoico, num contexto tectónico distensivo associado às primeiras fases de abertura do Atlântico Norte.  No registo mesozoico da Bacia Lusitaniana identificam-se quatro grandes etapas de enchimento que possuem uma clara correspondência com as fases de estruturação do Atlântico.

No Aptiano (Cretácico inferior), deu-se a completa separação da Ibéria e da Terra Nova, com a implantação da dorsal oceânica no sector adjacente à Bacia Lusitaniana.  No final do Campaniano (Cretácico superior), ocorreu importante atividade ígnea e tectónica associada ao diapirismo com a intrusão de três complexos anelares sub-vulcânicos (Sintra, Sines e Monchique).

No final do Miocénico, as fases tectónicas compressivas da orogenia Bética desencadeiam os grandes levantamentos das Montanhas Ocidentais (NNW de Portugal), Cordilheira Central Portuguesa, Maciço Calcário Estremenho.

Ainda nesta óptica é possível individualizar quatro etapas principais no enchimento da bacia, todas elas relacionadas com as diferentes fases de rifting que se registou no Atlântico Norte:

1. a etapa entre o Triásico superior e o Caloviano;
2. a etapa entre o Oxfordiano e o Berriasiano;
3. a etapa entre o Valanginiano inferior e o Aptiano;
4. a etapa entre o Aptiano superior e o Campaniano.


É, ainda, possível definir uma quinta etapa, entre o Campaniano superior e o Maastrichtiano, precursora, ainda que de forma algo incipiente, da inversão tectónica que passou a afectar a Bacia Lusitaniana durante o Cenozóico.

O registo sedimentar define grandes pacotes sedimentares, separados por descontinuidades de grande representatividade assinaladas em toda a bacia e em relação direta com os grandes eventos da geodinâmica que a afetou, Foto 1. Estas sequências sedimentares limitadas por descontinuidades (designadas abreviadamente pela sigla SLD – sequências limitadas por descontinuidades, por adaptação do inglês UBS – unconformity bounded sequence) foram estabelecidas, na Bacia Lusitaniana, após trabalhos desenvolvidos por diferentes autores (Pena dos Reis 1992).

Foto 1 – No afloramento do promontório da Nazaré afloram duas “sequências limitadas por descontinuidades (SLD)”, a quarta e sobretudo a quinta.

Sequências limitadas por descontinuidades do afloramento da Nazaré – SLD

A quarta sequência, SLD-4, regista a importante transgressão que terá atingido o seu máximo, provavelmente, no início do final do Turoniano. A placa Ibérica terá iniciado, ainda durante a deposição da SLD-3, um importante movimento de rotação em sentido retrógrado, em consequência da formação de crusta oceânica, inicialmente a ocidente e, a partir do Aptiano, a NW da Galiza, acentuando-se, desta forma, a abertura do Golfo da Biscaia. Na parte Norte da bacia, desde o Aptiano superior até ao Cenomaniano, a sedimentação que então se forma é típica de ambiente fluvial.

A evolução mesozóica da bacia é, ainda, marcada por uma quinta sequência sedimentar, a SLD-5, com início no Campaniano e término no Maastrichtiano. É durante a deposição desta unidade que ocorrem importantes modificações ao nível do campo de tensões regional que afeta toda a bacia, passando a direção de compressão máxima a orientar-se segundo o azimute NNW-SSE. Em consequência destas modificações, os movimentos tectónicos e halocinéticos e o magmatismo acentuam-se, particularmente a Sul do paralelo da Nazaré e no offshore. Assim, a inversão tectónica que afetou a bacia e que viria a ter a sua expressão máxima no Miocénico superior, foi despoletada com as modificações que se geraram durante esta última SLD.

Cretácico do Promontório da Nazaré

O melhor local para observar este afloramento é a partir do Forte de São Miguel o Arcanjo. O afloramento, Foto 2, corresponde a uma série de episódios sedimentares (transgressivos e regressivos) relacionados com eventos geodinâmicos ocorridos entre o Cretácico e o Cenozoico.

Foto 2 – O afloramento do promontório da Nazaré (Farol da Nazaré) situa-se nos acantilados da praia norte (Sítio da Nazaré). O conjunto de unidades que o compõem pertence ao Cretácico superior e registam no seu conjunto o contexto de margem passiva, já com deriva continental e expansão do fundo oceânico. A nordeste da bacia instalou-se durante o Cretácico (SLD-4), um cinturão de leques aluviais (Formação da Figueira da Foz) que evoluíram para ambientes de transição e para uma plataforma marinha (Formação Carbonatada). A parte alta da sequência é composta por depósitos litorais (Formação de Lousões), recobertos por um conjunto fluvial (Formação de Grés Grosseiros Superiores). Finalmente a tecto destas sequência há um silcreto, indicando um hiato sedimentar e um período tectonicamente estável durante o Campaniano. O facto mais relevante durante a SLD-5 é a fase tectónica do Campaniano- Maastrichtiano, instalando-se os complexos sub-vulcânicos de Sintra, Sines e Monchique, as emissões basálticas de Lisboa-Leiria, o diapirismo e a reativação da Falha da Nazaré (Pena dos Reis, 2000).

Sobre os Silcretos

Os silcretos são gerados por ação de águas subterrâneas, referenciados na bibliografia como o “arenitos do deserto”. São os equivalentes siliciosos dos calcretos (formam-se por dissolução, transporte ou não e precipitação de carbonato de cálcio, no âmbito da diagénese meteórica). São acumulações carbonatadas pedogénicas, geradas em ambientes marcados pela planura do terreno e pela relativa secura.

A génese dos silcretos está associada à alteração superficial das rochas e à sua evolução pedológica em áreas aplanadas ou de muito pequeno declive e deficientemente drenadas, em latitudes marcadas por climas de tendência árida, com precipitações fracas, intervaladas por períodos de secura, oscilação que provoca flutuações nos níveis freáticos da capa de alteração o do solo. Na sequência do processo formam-se horizontes ou capas endurecidas, com a aparência de bancadas sub-horizontais.

História Geológica

Na base da falésia afloram litologias da Formação da Figueira da Foz.  No seu conjunto consiste numa sucessão continental na base (conglomerados e arenitos grosseiros) e de transição no teto (arenitos argilosos, margas e lutitos), traduzindo uma tendência geral transgressiva, passando gradualmente à Formação Carbonatada. Sobre esta formação Cretácico inferior, ocorre  Formação Carbonatada do início do Cretácico Superior (Cenomaniano).  É composto por wackestones (calcário essencialmente constituído por vasa carbonatada) e packstones bioclásticos (calcário essencialmente constituído por elementos figurados em contacto entre si) com intercalações métricas de calcários com rudistas e níveis com foraminíferos. O ambiente sedimentar correspondeu um sistema plataforma de baixa energia, situado detrás duma barreira construída por bivalves de concha espessa que viveram nos mares quentes, epicontinentais do Jurássico  e Cretácico (rudistas).

A teto destas rochas sedimentares encontramos a Formação Arenitos de Lousões. Durante o depósito desta formação produziu-se, nesta parte da Bacia Lusitânica, uma mudança da plataforma carbonatada precedente para uma plataforma mista, Foto 3.

Foto 3 – Arenito da Formação de Lousões, membro superior. Distinguem-se dois membros: o inferior carbonatado e o superior terrígeno, que refletem essa transição. O membro inferior que está separado da Formação Carbonatada por uma superfície marcada por um nível de brechas de dissolução. Nesta formação observam-se estruturas de colapso, que têm sido associadas a paleossismitos e a abatimentos de origem cársica.

No topo desta formação, próximo do Forte de S. Miguel, aflora um complexo filoniano de basaltos olivínicos correlacionados com o Complexo Basáltico de Lisboa.

A Formação Conglomerados do Sítio da Nazaré corresponde à parte mais alta da secção visitada. Consiste numa orla de leques aluviais coalescentes que respondem às mudanças paleogeográficas originadas pela atividade vulcânica, a halocinese (movimentação ascendente e/ou lateral de importantes massas salíferas, dando origem a estruturas diapíricas ou tifónicas) e a reativação da Falha de Nazaré que levantou o bloco sudeste (SE) durante os tempos maastrichtianos (Cretácico Superior).

A compressão que durante o Cretácico Médio-Superior afetou esta zona, provocou o levantamento e a progressiva diminuição da profundidade do bloco, com a sequente invasão de terrígenos. Com a progradação também avançou a frente de meteorização, incrementando-se o desenvolvimento do carso e produzindo-se uma mudança rápida desde condições diagenéticas marinhas até ao domínio meteórico, que se observa nas unidades carsificadas.

Fontes Consultadas

Corrochano, A., Pena Dos Reis, R. P. B. & Armenteros, I. (1998) Um paleocarso no Cretácico Superior do Sítio da Nazaré (Bacia Lusitânica, Portugal central). Características, controlos e evolução. V Congresso Nacional de Geologia, Lisboa (Portugal), Livro Guia das Excursões, Tomás Oliveira, J. & Dias, R. Ed., Excursão 1-O Mesozóico da Bacia Lusitânica.

Cunha, P. P. & Pena Dos Reis, R. P. B. (1993). The Cretaceous unconformitybounded sequences (Upper Aptian-Lower Campanian and Upper CampanianMaastrichtian?) in the Lousã-Pombal region. Field trip guide, I st General meeeting – IGCP Project 362 – Tethyan and Boreal Cretaceous, 5-18.

Dinis, J. M. L. & Pena Dos Reis, R. P. B. (1989). Litostratigrafia e modelos deposicionais nos “grés belasianos”(Cretácico) a Leste de Leiria (Portugal central). Geociências, Rev. Univ. Aveiro; 4, 2; 75-96.

Pena Dos Reis, R. P. B. & Cunha, P. M. R. (1989) A definição litostratigráfica do Grupo do Buçaco, na região de Lousã, Arganil e Mortágua (Portugal). Com. Serv. Geol. Portugal, 75; 99-109.

Pena Dos Reis, R. P. B. (1983) A sedimentologia de depósitos continentais. Dois exemplos do Cretácico SuperiorMiocénico de Portugal. Tese de doutoramento (não pub.) Universidade de Coimbra; 403 p.

Pena Dos Reis, R. P. B. (2000) Depositional systems and sequences in a geological setting displaying variable sedimentary geometries and controls: Example of the Late Cretaceous Lusitanian Basin (central Portugal). Com. Inst. Geol. e Mineiro, t. 87, 63-76.

Pena dos Reis, R. P. B., Corrochano, A., Bernardes, C., Cunha, P. Proença & Dinis, J. L. (1992). O Meso-Cenozóico da margem atlântica portuguesa. Guias de las excursiones geológicas-III Congreso Geologico de España y VIII Congreso Latinoamericano de Geologia. Ed. Universidad de Salamanca, 115-138.

Soares, A. F. (l980). A “Formação Carbonatada” Cenomano-Turoniana na região do Baixo Mondego, Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal 66, 99-109.

Cúpula Granítica da Freita

O afloramento na Serra da Freita onde se localiza a Cúpula Granítica, Foto 1, é abrangida pela folha 13-D, Oliveira de Azeméis, da Carta Geológica de Portugal, à escala 1: 50 000. Este afloramento faz parte da Serra da Freita, situada na freguesia de Albergaria da Serra, em Arouca, distrito de Aveiro.

Foto 1 – Cúpula Granítica da Feita – O granito da Freita é um granito varisco, sin-tectónico, intrusivo em formações de Supergrupo Dúrico-Beirão ante-ordovícico. Este granito apresenta-se sob a forma de um relevo residual, saliente da paisagem, como, de resto, acontece um pouco por todo o planalto da serra da Freita. Esta rocha designada de granito da serra da Freita, é uma rocha magmática sin-tectónica, leuco a mesocrata, de textura fanerítica e de grão médio. Apesar de estar descrito como um granito de duas micas, curiosamente, neste local, existe um claro domínio da moscovite em relação à biotite.

Associadas a estas paisagens na Serra da Freita estão as formas graníticas. A génese e evolução destas formas graníticas foi proporcionada por um conjunto de fatores (de ordem climática, litológica e estrutural), interligados entre si, que se conjugaram para o aparecimento de uma  enorme variedade de formas, que podem ser subdivididas em dois grandes grupos: as  formas de pormenor, de dimensão centimétrica a métrica (pias, tafoni, fendas e sulcos lineares) e as formas maiores, de dimensão hectométrica ou quilométrica (tors, castle koppie, domos ou cúpulas  rochosas e alvéolos).

Fontes Consultadas :

https://ruc.udc.es/dspace/handle/2183/9351?localattribute=en

https://www.researchgate.net/publication/338532580_Orogenic_Movements_during_the_Paleozoic_Period_Development_of_the_Granitoid_Formations_in_the_Northwestern_Region_of_Spain’s_Iberian_Peninsula

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