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

Estudos de paleoclimas a partir da análise de foraminíferos

Os foraminíferos planctónicos são organismos unicelulares eucariotas pertencentes aos protozoários rizópodes. Fazem parte do plâncton marinho, constituindo uma pequena percentagem do total de zooplâncton vivo. Os foraminíferos planctónicos são caracterizados pela presença de uma concha mineralizada formada por uma sucessão de câmaras comunicantes entre si. Após a morte do organismo, as conchas vazias são depositadas no fundo oceânico em regiões de alta produtividade, contribuindo substancialmente para os sedimentos.

A contribuição para os sedimentos marinhos e a sua ampla ocorrência nos oceanos atuais, faz com que estes organismos sejam especialmente importantes no estudo dos ecossistemas marinhos passados e presentes.

O vasto conjunto de condicionantes hidrológicas e ecológicas que caracterizam a presença dos foraminíferos em ambiente pelágico, favorece mecanismos adaptativos particulares, que potenciam a sobrevivência e levam a um elevado grau de sucesso reprodutivo, assegurando a continuidade das espécies.

Foraminíferos (Mondego)

Estudos de paleoclimas a partir da análise de foraminíferos –  Neogloboquadrina pachyderma é um foraminífero abundante em águas frias mas que também pode aparecer em águas tropicais. A concha deste foraminífero pode enrolar de duas maneiras: para a esquerda, quando o ser vivo habita águas frias e para a direita, quando habita águas quentes. Esta característica é utilizada para estudar paleoclimas. Quando a Terra passa por um temperaturas frias, a temperatura da água dos oceanos desce e a Neogloboquadrina pachyderma produz conchas a enrolar para a esquerda. Em alternativa, durante períodos de elevada temperatura, a temperatura dos oceanos sobe e a Neogloboquadrina pachyderma produz conchas que enrolam para a direita.

Cerca de 90% das espécies de foraminíferos identificadas são fósseis. Os foraminíferos planctónicos desenvolveram-se inicialmente no fim do Jurássico, como formas simples e pequenas, semelhantes às Globigerina. Estas formas aparentemente insignificantes, mostraram uma enorme evolução no Cretácico. O conhecimento atual de foraminíferos planctónicos modernos é baseado em quarenta e quatro espécies, entre as quais. aproximadamente vinte e uma são as mais comuns nos oceanos. Estas espécies encontram-se agrupadas em duas famílias: Globigerinidae (formas espinhosas) e as Globorotaliidae (formas não espinhosas), com subcategorias baseadas na morfologia da concha e características biológicas.

Os foraminíferos planctónicos encontram-se em regimes oceânicos diversos: desde águas tropicais e subtropicais até a águas polares. Encontram-se mais adaptados à vida em zonas oceânicas, ocorrendo geralmente em águas marinhas de salinidade normal. Habitam maioritariamente na zona eufótica, uma vez que a maioria dos recursos alimentares ocorrem nos primeiros 200 m da coluna de água, mas descem a vários milhares de metros para águas mais profundas. De acordo com a morfologia da concha, existência de simbiontes, ornamentação superficial e ciclo reprodutivo, entre outros, muitas espécies têm profundidades preferenciais (estratificação), realizando migrações verticais extensas no seu ciclo de vida. Devido à complexidade e diversidade de habitats, os foraminíferos, demonstram uma elevada biodiversidade e abundância como efeito das suas diferentes necessidades ecológicas.

Os foraminíferos segregam uma concha, geralmente de natureza calcária. Se tiveram apenas uma câmara cilíndrica, crescem continuamente e denominam-se uniloculares. Pelo contrário, os organismos com várias câmaras (multiloculares) apresentam um crescimento descontínuo, correspondendo cada câmara a um período de crescimento. Estas espécies iniciam a sua vida com uma única câmara, o proculum, e à medida que o protozoário aumenta o seu tamanho, o protoplasma flui através de uma abertura na primeira câmara segregando um novo compartimento. Este processo é contínuo ao longo da sua vida e resulta na formação de uma série de câmaras, sendo cada compartimento maior do que os precedentes. Pensa-se que a função da concha seja múltipla, nomeadamente de protecção, tanto de predadores como de condições ambientais desfavoráveis e controlo da flutuabilidade e estabilidade do organismo.

Atividade Prática 

A partir da análise destes foraminíferos, recolhidos na mesma bacia de sedimentação, é possível de estudar a variação da temperatura no local durante os últimos 160 000 anos.

Procedimento

  1. Completa a tabela 2. Para isso vais utilizar os dados do anexo 1 para os primeiros 40 000 anos, os restantes já foram colocados na tabela.
  2. Constrói um gráfico 3 com os resultados obtidos. No eixo vertical deves colocar as idades e no eixo horizontal a percentagem de foraminíferos que enrolam para a direita.
  3. Analisa o gráfico e descreve a variação da temperatura no local ao longo deste 160 000 anos.

Atividade prática

Referências

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Darling, K.F., Kucera, M., Kroon, D., & Wade, C.M. (2006). A resolution for the coiling direction paradox in. Neogloboquadrina pachyderma Paleoceanography, 21.

Kaminski, M.A., Armitage, D.A., Jones, A.P. & Coccioni, R. (2008). Shocked diamonds in agglutinated foraminifera from the Cretaceous/Paleogene Boundary, Italy-a preliminary report. Grzybowski Foundation Special Publication, 13, 57-61.

Knudsen, K.L., Eiríksson, J., Jansen, E., Jiang, H., Rytter, F., & Gudmundsdóttir, E.R. (2004). Palaeoceanographic changes off North Iceland through the last 1200 years: foraminifera, stable isotopes, diatoms and ice rafted debris. Quaternary Science Reviews, 23(20), 2231-2246.

Linke, P., & Lutze, G.F. (1993). Microhabitat preferences of benthic foraminifera—a static concept or a dynamic adaptation to optimize food acquisition?. Marine Micropaleontology, 20(3-4), 215-234.

Loeblich, A.R., & Tappan, H. (1989). Implications of wall composition and structure in agglutinated foraminifers. Journal of Paleontology, 63(06), 769-777.

Thibault De Chanvalon, A., Metzger, E., Mouret, A., Cesbron, F., Knoery, J., Rozuel, E., Launeau, P., Nardelli, M.P., Jorissen, F.J., & Geslin, E. (2015) Two-dimensional distribution of living benthic foraminifera in anoxic sediment layers of an estuarine mudflat (Loire estuary, France). Biogeosciences 12(20), 6219-6234.

https://ucmp.berkeley.edu/fosrec/Olson2.html#TABLE2

 

Erosão Glaciar

Existem regiões na Terra onde a neve caída durante a estação fria não é totalmente fundida na estação quente. Esta neve acumulada (nevado) vai-se compactando gradualmente em virtude do seu próprio peso.

Um glaciar corresponde a uma massa de gelo na superfície terrestre que flui de acordo com o declive (por deformação interna e por deslizamento basal), confinada pela topografia (pelas vertentes do vale e pelos cumes das montanhas). Esta topografia será a principal responsável pela morfologia e pela dinâmica glaciar. O glaciar é mantido pela acumulação de neve a montante e equilibrado pela fusão a altitudes mais baixas ou por descargas para o mar, Foto 1.

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Foto 1 – Horn (crista) nos Glaciares do Parque Natural da Vanoise (França) – Geologia (link). Sendo assim, os glaciares correspondem a massas de gelo terrestre em movimento que resultam da acumulação, compactação e recristalização da neve. Movem-se devido ao seu peso e este movimento, que se estima, em termos médios, oscilar entre 5 e 50 m por ano, varia nas diferentes partes do glaciar. Os glaciares talham os vales escavando-os, deixando vertentes vigorosas e criando entre elas cristas sinuosas com picos aguçados que se assemelham a formas piramidais. Sendo assim, os horns resultam da acção de remoção de rocha provocada pelo gelo, especialmente em torno dos circos glaciares.

Tipos de Glaciares

Apesar de cada glaciar ser único e com especificidades locais, é necessário proceder a uma distinção simples entre Glaciares de Vale (ou de montanha/alpinos) e Campos de Gelo (ice fields), ambos glaciares constrangidos pela topografia. Distinguem-se ainda Mantos de Gelo (ice sheets) de Calotes de Gelo (ice caps) em glaciares não constrangidos pela topografia.

 

Ação Erosiva 

Os glaciares transportam no seu interior diversos materiais rochosos resultantes dos fenómenos de gelo e degelo e provenientes da sua própria acção erosiva. Os materiais transportados em contacto com o leito friccionam as rochas aí existentes estriando-as e polindo-as na direção do movimento.

Esta acção erosiva é mútua pelo que as rochas transportadas, além de diminuírem de volume, apresentam também estriação, Foto 2.

Foto 2- Estrias – Museu de História Natural (Londres).  As estrias não são mais do que riscos na rocha ou na superfície de blocos típicos da erosão glaciar. Estas estrias são resultado da abrasão subglaciar. As estrias ocorrem quando blocos, clastos e areias vão sendo arrastados contra a rocha-mãe ou outros blocos criando sulcos. À medida que o glaciar se move, os detritos vão deixando marcas da sua passagem sobre as superfícies.

A fragmentação resultante da congelação da água dentro das fendas das rochas é talvez o principal mecanismo de meteorização física nestas vertentes. A crioclastia ou gelifracção permite que à medida que a água exerce uma força em direcção ao exterior provoque uma fragmentação e separação da rocha. A crioclastia corresponde à fracturação das rochas por congelação da água nos poros e diaclases, que sofre um aumento volumétrico.

À superfície, o glaciar move-se a velocidades superiores ao seu movimento basal, pelo que surgem alterações na superfície associadas a estes diferentes ritmos. Entre a superfície e a base ocorre uma área de deformação plástica que permite ao glaciar apresentar estes dois ritmos diferenciados no seu movimento, já que existe uma deformação do gelo numa área intermédia entre o material de base e aquele que lhe está subjacente. Quando o glaciar se encontra gelado e preso à rocha mãe, o seu movimento ocorre apenas por deformação da camada plástica. As crevasses, são fendas profundas em forma de V formadas na parte quebradiça do glaciar, resultantes da fraturação do gelo em movimento. Variam entre os poucos centímetros e as dezenas de metros de profundidade

As rochas que fizeram parte do leito de um glaciar podem também ser reconhecidas pelas suas superfícies arredondadas, polidas e estriadas. Devido ao efeito visual que provocam, assemelhando-se a rebanhos de ovelhas, denominam-se rochas aborregadas ou arrebanhadas Foto 2.

Rochas aborregadas

Foto 2 – Serra da Estrela. As rochas aborregadas são lombas ou montes, de escala métrica ou decamétrica, assimétricos talhados na rocha-mãe, com evidências de erosão do gelo na face de montante, menos inclinada (stoss) e acumulação de detritos na face abrupta (lee). É comum apresentarem estrias na face stoss e faces polidas na face lee. Assim, estas rochas apresentam-se polidas pelo gelo no seu lado menos inclinado e fracturadas e estriadas no seu lado mais inclinado, exibindo faces abruptas e rugosas. Estas rochas podem variar muito o seu tamanho, desde um metro até centenas de metros de comprimento.

Normalmente, o termo rocha aborregada utiliza-se para designar formas de erosão glaciar assimétricas, sendo que esses declives contrastantes também indicam a direcção do gelo.  O trabalho erosivo dos glaciares cava vales em U, Foto 3.

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Foto 3 – Glaciares do Parque Natural da Vanoise (França) Os vales glaciares são depressões lineares escavadas na rocha-mãe pela acção do gelo, representando os efeitos da erosão glaciar onde o gelo flui confinado pela topografia e canalizado ao longo de um vale. Estes vales são o resultado dos processos de abrasão e fracturação (quarryng) produzindo depressões ingremes com vertentes polidas e lisas. Estes vales são vulgarmente designados por vales em forma de U.

Segundo estudos realizados por investigadores norte-americanos a forma do vale glaciar resulta da capacidade erosiva do glaciar e do tempo a que o vale está sujeito a erosão. No vale em U, a erosão já está concentrada na base do vale e a morfologia do vale permanece relativamente constante já que este está relativamente encaixado na paisagem. Estima-se que seja necessário cerca de 100 000 anos de erosão glaciar para produzir vales de 100 m, atendendo a uma taxa de erosão glaciar de 1 mm/ano.

Acumulação nos Glaciares

As formas de acumulação glaciares constituem a melhor evidência da dinâmica glaciar.
Compreender as formas de acumulação e os depósitos glaciares permite resolver a maioria dos problemas da geomorfologia glaciar. No entanto, esta situação raramente acontece e está sempre envolta em argumentação e controvérsia. A diversidade e complexidade de sedimentos que os glaciares depositam é tal que muitas vezes torna-se difícil encontrar padrões.

Os depósitos sedimentares resultantes da ação dos glaciares apresentam um carácter heterométrico dos seus componentes, uma estrutura caótica e geralmente ausência de estratificação. Estes depósitos distinguem-se dos sedimentos resultantes de outros agentes erosivos pelo facto de apresentarem pouco ou nenhuma meteorização química e uma granulometria muito diversificada. As rochas sedimentares resultantes da compactação e cimentação de sedimentos depositados diretamente pelo gelo glaciário recebem o nome de tilitos. Os tilitos não apresentam estratificação , têm uma granoclassificação pobre e clastos muito angulosos. dentro do tipo de materiais que podem ser identificados neste tipo de depósitos encontram-se a “farinha” glaciária, as areias, os seixos e os blocos.  

O material detrítico transportado pelos glaciares agrupam-se em zonas mais ou menos alinhadas, Foto 3, constituindo as Moreias (Vale de Compadre na Serra do Gerês). Podemos classificar as moreias, conforme a sua situação em:

Moreias laterais – dispõem-se nas margens do glaciar e são constituídas fundamentalmente por detritos de talude e material resultante da erosão da margem do leito do glaciar. São superficiais.

Moreias medianas – ocorrem quando há a junção de dois glaciares, ocupando a zona média do glaciar resultante.

Moreira frontal – constituídas pelos materiais detríticos que se depositam na frente do glaciar.

Moreia Interna – constituída pelo material detrítico que cai nas fendas.

Moreia de fundo – constituída pelo material detrítico que atinge o leito do glaciar.

Moreia (Esquema)Foto 3 – Na parte terminal de uma moreia frontal pode constituir-se uma torrente glaciária ou um rio. Quando os glaciares retrocedem  devido à elevação da temperatura, podem constituir-se depressões limitadas por moreias que são preenchidas pela água resultante da fusão do gelo formando lagos de barragem. Nas áreas glaciadas de vale são comuns as formas e depósitos estratificados resultantes da acumulação de material detrítico transportado pelo glaciar mas posteriormente depositado pela água proveniente do degelo.

Depósitos Fluivioglaciares

Os depósitos fluvioglaciares, associados a ambientes proglaciares apresentam fácies que resultam da reorganização dos materiais por fusão de água, o que pode produzir estruturas sedimentares. Os depósitos são geralmente bem calibrados. Em ambientes proglaciares associados a ambientes periglaciares, o congelamento-descongelamento provoca uma melhor estratificação.

Concluindo, os glaciares são massas de gelo, geralmente deslizantes, originadas pela acumulação e recristalização da neve. Há vários tipos de glaciares que estão relacionados com a topografia do terreno onde se constituem. A ação geológica dos glaciares é erosiva, de transporte e sedimentação.

Pequeno Glossário

Abrasão – consiste na forma como a superfície das rochas responde ao movimento do glaciar. As formas mais típicas são as estrias e o polimento, onde as pequenas protuberâncias vão sendo eliminadas.

Blocos erráticos – Blocos rochosos transportados pelos glaciares, por vezes para longas distâncias, podendo ter uma constituição litológica diferente do substrato.

Crevasses – Fratura de gelo perto da superfície, resultante de tensões que se geram durante a deslocação do glaciar.

Covão (ombilic)  opõe-se ao verrou, já que designa um alargamento e aprofundamento do fundo do vale e corresponde a depressões de escavamento subglaciar.

Diamictons – correspondem a conjuntos de sedimentos não calibrados ou mal calibrados, não consolidados, com uma granulometria muito variada. São depósitos pouco seleccionados, contendo fragmentos que vão desde argilas e grãos de areia até grandes blocos que são depositados indiscriminadamente. O silte e a argila formam uma matriz na qual os sedimentos maiores estão envoltos. Normalmente o till não apresenta camadas bem definidas, sendo muito heterométricos com blocos grandes e numerosos, angulares ou arredondados e muitos provenientes de lugares distantes. Alguns blocos poderão apresentar faces estriadas e polidas.

Drumlins –  são formas de acumulação glaciares que resultam da presença de gelo glaciar sobre uma grande área de solo. A sua forma característica é suavemente arredondada e convexa, assemelhando-se a uma colher invertida com o lado convexo para cima, uma espécie de colina alongada. O drumlin tem uma extremidade abrupta e outra cónica, o que por sua vez, ajuda a indicar a direcção do movimento do gelo glaciar, já que a parte abrupta indica a área a montante, enquanto o lado menos inclinado indica a parte jusante do glaciar. Esta forma é paralela à direcção do movimento e a face menos inclinada indica o seu sentido. Os drumlins normalmente aparecem em campos mais amplos do que as moreias raramente ocorrem isoladamente. Os drumlins apresentam um núcleo interior que pode ser constituído por rocha ou pela moreia. A origem desta forma de acumulação glaciar é ainda pouco consensual.

Estrias – riscos na rocha ou na superfície de blocos típicos da erosão glaciar. Estas estrias são resultado da abrasão subglaciar.

Glaciar –  corresponde a uma massa de gelo terrestre que flui por acção da gravidade (por deformação interna e/ou deslizante na base) e é limitada por tensão interna e atrito na base e nos lados. Um glaciar é mantido pela acumulação da neve em altitudes elevadas e equilibrado pela fusão a baixas altitudes ou descargas para o mar.

Glaciares de vale de tipo alpino (Transection glaciers) –  correspondem a paisagens glaciadas de montanha profundamente dissecadas, onde a cobertura de gelo tende a formar glaciares que se estendem em língua ou sistemas interligados de glaciares do vale.

Glaciares de Circo – são glaciares confinados ao circo glaciar na montanha; Glaciares de vale de tipo alpino (Transection glaciers) correspondem a paisagens glaciadas de montanha profundamente dissecadas, onde a cobertura de gelo tende a formar glaciares que se estendem em língua ou sistemas interligados de glaciares do vale.

Glaciares Piedmont – resultam de glaciares alpinos que abandonaram os vales, espalhando-se por áreas vastas em forma de leque; Glaciares de Nicho,

Glaciar rochoso –  como uma massa de calhaus mal calibrados, angulares e com material fino, apresentando gelo intersticial, cerca de um metro abaixo da superfície (cimentada de gelo) ou contendo um glaciar de gelo enterrado (ice-cored). É frequente ocorrer em alta montanha, numa área de permafrost e deriva de uma parede de circo ou outravertente íngreme.

Glaciares de Vale – correspondem a situações em que o gelo é descarregado a partir de um Campo de Gelo ou de um circo para um vale rochoso.

Horn – Os glaciares talham os vales escavando-os, deixando vertentes vigorosas e criando entre elas cristas sinuosas com picos aguçados que se assemelham a formas piramidais. Sendo assim, os horns resultam da acção de remoção de rocha provocada pelo gelo, especialmente em torno dos circos glaciares.

Moreias – Acumulação de sedimentos transportados pelo glaciar. Caracterizam-se por serem de diferente granulometria (dos blocos às argilas) e por não apresentarem estratificação.

Permafrost corresponde a uma camada de solo que se encontra permanentemente gelada, cujas temperaturas se mantêm abaixo dos 00 C, e cuja camada superficial (permafrost activo ou camada activa) apresenta um descongelamento sazonal.  A espessura da camada activa depende da profundidade a que se processa o descongelamento e da forma como este penetra no solo gelado. Esta estará directamente relacionado com o gradiente geotérmico em profundidade e com a temperatura atmosférica. A vegetação, a cobertura de neve e a matéria orgânica podem isolar o solo e formam uma camada que reduz a amplitude das oscilações sazonais de temperatura no solo.

Polimento das rochas –  é uma forma de abrasão bastante típica dos ambientes glaciares. Consiste no amaciar ou alisar da superfície da rocha removendo as protuberâncias litológicas ou produzidas pelo contacto com outras rochas e gelo. É muito comum as duas formas associadas, rochas polidas que exibem estrias, já que à medida que é feito o polimento da rocha, clastos e areias podem produzir estrias. Sendo assim, estrias e rochas polidas são formas complementares do mesmo processo.

Rochas estriadas – rochas que revelam a ação erosiva de um glaciar, no qual o arrastamento de material rochoso transportado pelo glaciar formou estrias.

Tarn – é um pequeno lago glaciar de montanha. O tarn é formado quando o gelo derrete e a água se acumula nas áreas deprimidas. Geralmente, os tarns ocupam o fundo do circo glaciar após o recuo ou desaparecimento do glaciar, no entanto, podem aparecer tarns em situações em que as moreias bloqueiam a drenagem.

Tills – As moreias constituem as principais formas de acumulação glaciar e são compostas por tills, sedimentos deixados directamente pelo transporte do glaciar. Independentemente do tipo de moreia, todas elas são compostas por tills. Ao contrário dos depósitos de vertente, o till não apresenta qualquer estratificação ou granulometria bem definida, já que é mal calibrado. Os clastos que o compõem podem ser de variados tamanhos, incluindo argilas, areias, calhaus e blocos, nomeadamente blocos erráticos.

Tills glaciares – Correspondem ao material depositado directamente do gelo com pouca ou nenhuma triagem pela água. Pelas características sedimentares gerais dos tills, independentemente da sua génese, são geralmente designadas por diamictons  quando não têm absoluta certeza se se trata de um till ou de depósitos tipo till.

Tilitos – Resultam da consolidação dos sedimentos depositados na moreia e revelam ausência de estratificação e reduzida calibração dos sedimentos. 

Torrente subglaciar – Curso de água resultante do degelo do glaciar, que pode transportar sedimentos em suspensão (conferem uma tonalidade leitosa)

Vales glaciares – são depressões lineares escavadas na rocha-mãe pela acção do gelo, representando os efeitos da erosão glaciar onde o gelo flui confinado pela topografia e canalizado ao longo de um vale.

Verrou (ferrolho) –  é uma forma glaciar que corresponde a uma saliência rochosa no fundo do vale glaciar, resultando de uma maior resistência da rocha-mãe à erosão glaciar.

Referências:

  • Aber, J. S., e Ber, A., (2007) Glaciotectonism. Developments in Quaternary Science 6. Amsterdam, ElsevierBenn, D. I., e Evans, D. J. A., (1996) The interpretation and classification of subglacially deformed materials. Quaternary Science Reviews, 15, 23–52.
  • Benn, D. I., e Evans, D. J. A., (1998). Glaciers and Glaciation. London: Arnold.
  • Benn, D. I., e Evans, D. J. A., (2010). Glaciers and Glaciation. London: Arnold. 2º edition.
  • Benn, D.I. (2006) Glaciers. Progress in Physical Geography 30, 432-442.Boulton, G.S., (1972) Modern Arctic glaciers as depositional models for former ice sheets. Journal
    of the Geological Society of London, 128, 361–393.

 

 

 

 

Campo de Lapiás (Granja dos Serrões)

As regiões calcárias são, em geral, caracterizadas por aspetos particulares de relevo e circulação hídrica que constituem o modelado cársico, resultado da ação da água enriquecida em CO2 que dissolve a rocha ao longo das descontinuidades que compartimentam os maciços nas diferentes escalas. A quantidade de rocha que pode ser dissolvida depende de diversas condições, como sejam o seu grau de pureza e composição, espessura e tipos de solos e de fatores climáticos, nomeadamente a temperatura e precipitação.

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Na Granja dos Serrões, localizada no concelho de Sintra, Foto 1, afloram calcários do Cretácico superior pertencentes à Bacia Lusitaniana. Esta, é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica durante parte do Mesozóico. A sua dinâmica enquadra-se no contexto da fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Caracteriza-se como uma bacia distensiva, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânica. Ocupa mais de 20 000 km2 na parte ocidental da Margem Ocidental Ibérica, alongando-se por cerca de 200 km segundo direcção aproximada NNW-SSE e por mais 100 km na direcção perpendicular. Cerca de 2/3 aflora na área continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental.

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Foto 1 –  Calcários do Cenomaniano superior (Cretácico) de Pero-Pinheiro. Foi no Cretácico superior que se deu a colisão entre as placas Africana e Euroasiática, responsável pelo ambiente compressivo na microplaca Ibérica. Neste contexto, ocorreram ciclos magmáticos com importante influência na área da Bacia Lusitaniana.

Durante Cenomaniano (Complexo Carbonatado Cenomaniano) a Bacia Lusitaniana encontrava-se já numa fase de pós-rift e colmatação em margem passiva, em que ocorreu sedimentação de carbonatos, com extensão de plataforma carbonatada para norte, num período em que se registou o máximo da transgressão marinha. Este “Complexo Carbonatado Cenomaniano” é constituído por espesso conjunto de calcários, calcários margosos, calcários dolomíticos, margas e argilas margosas com níveis fossilíferos, Foto 2.

Foto 2 – Engloba-se no Cenomaniano superior os “Calcários com rudistas” e “Camadas com Neolobites vibrayeanus”. Os “Calcários com rudistas” (antigo Turoniano), que constituem o topo do Cenomaniano superior, formaram-se em ambiente recifal. São calcários subcristalinos, fossilíferos, por vezes com níveis nodulados e leitos de sílex nas camadas superiores, correspondendo ao enchimento de canais e lagunas. As “Camadas com Neolobites vibrayeanus” constituem a base do Cenomaniano superior. São constituídas por calcários apinhoados com abundantes alveolinídeos e marcam a transição do Cenomaniano superior para o Cenomaniano médio.

Modelado Cársico

Várias são as formas de absorção presentes nas regiões calcárias como as superfícies rochosas sulcadas por fendas mais ou menos alargadas, os lapiás, as depressões fechadas com dimensões e formas variáveis, que podem ir desde as dolinas, com contornos simples e dimensão decamétrica a hectométrica, às uvalas, com contornos mais complexos e dimensão hectométrica, até aos poljes, com grandes extensões, de fundo plano parcialmente coberto por sedimentos e dimensão quilométrica. Os escassos vales presentes nas regiões cársicas podem ser vales cegos, isto é, terminam abruptamente em sumidouros. Se rios com caudal permanente conseguirem atravessar regiões cársicas, podem escavar profundas gargantas com vertentes verticais (vales em canhão), por vezes beneficiando do abatimento do teto de grutas intersectadas, Figura 1.

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Figura 1 – Diagrama ilustrativo dos principais fenómenos que ocorrem nos terrenos cársicos. No processo de carsificação a água é o agente elementar, envolvendo os mecanismos de meteorização química, como ainda, nas dinâmicas de erosão por desagregação física das rochas de natureza calcária. A solubilidade da calcite (carbonato de cálcio), constituinte das formações carbonatadas, e a estrutura destas constituem as principais particularidades que determinam a evolução do modelado cársico superficial e em profundidade.

A água infiltrada nas fendas dos lapiás, nos sumidouros ou no fundo das dolinas e das uvalas, continua o seu processo de dissolução do maciço formando as grutas. As lapas e algares são designações para as grutas cuja entrada é, respetivamente, horizontal ou vertical. As grutas são constituídas por galerias, salas e poços, cuja complexidade aumenta como resultado da progressiva confluência das águas infiltradas, formando-se redes subterrâneas que podem atingir desenvolvimentos da ordem das dezenas de quilómetros. As águas infiltradas desembocam em exsurgências, em geral com grandes caudais de ponta, que podem estar ou não associadas a redes subterrâneas.

Os principais tipos de lapiás em que o processo dominante (associado à dissolução) se relaciona com o escoamento superficial da água, são os lapiás em sulcos ou regueiras (Rinnenkarren), os lapiás meandriformes (Meanderkarren), os lapiás em caneluras (Rillenkarren), os lapiás em sulcos suavizados (Hohlkarren) e os lapiás em sulcos arredondados (Rundkarren). Um segundo conjunto de formas lapiares é formado pela acção conjunta do escoamento e da dissolução, controlada por fatores estruturais. Dele fazem parte os lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren), os lapiás em mesa (Karrentisch ou Flachkarren), os corredores de dissolução (bogaz) e os lapiás em agulhas (Spitzkarren). É este segundo conjunto que melhor pode ser observado no Geossítio da Granja dos Serrões.

Lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren) resultam da presença de fraturas existentes nas rochas calcárias. Estas descontinuidades estruturais podem corresponder a falhas, diáclases, juntas de estratificação, etc. Desenvolvem-se predominantemente em superfícies rochosas horizontais ou sub-horizontais com exposição subaérea, embora possam evoluir sob cobertura parcial ou total, Foto 2.

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Foto 2Lapiás em fendas. Possuem dimensões variadas em função da progressão dos processos de dissolução, desde poucos centímetros a vários metros de profundidade e largura até 2 metros. Inicialmente as fendas apresentam formas em V, podendo, com o alargamento progressivo, mostrar formas em U ou de fundo plano (nuas ou parcialmente entulhadas por materiais finos e clastos calcários).

Lapiás em mesa (Karrentisch ou Flachkarren) –  constituem lapiás em fendas que se desenvolvem segundo o sistema de fracturação ortogonal, definindo, assim, blocos calcários com formas superficiais quadrangulares ou retangulares, Foto 3.

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Foto 3 – Lapiás em mesa. Conservam-se com mais facilidade em calcários maciços, sendo a dimensão das mesas função da densidade da fraturação.

Corredores de dissolução (bogaz) formam-se pela abertura progressiva das fendas por dissolução. Em casos particulares podem corresponder também ao abatimento do teto de condutas cársicas (normalmente fósseis), situadas próximo da superfície topográfica. A grande dimensão destes lapiás (largura e profundidade superior a 2 m) constitui a sua principal característica, sendo conhecidos por megalapiás, Foto 4.

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Foto 4Bogaz. Possuem grandes dimensões (largura e profundidade superior a 2m) e apresentam o fundo plano normalmente coberto por materiais diversos propícios ao desenvolvimento da vegetação.

Lapiás em agulhas (Spitzkarren) são característicos pelas suas formas aguçadas e rendilhadas, desenvolvem-se em calcários intensamente fraturados, Foto 5.

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Foto 5Lapiás em agulhas.  A sua génese é controlada pela tectónica e pela litologia, pois desenvolvem-se em calcários intensamente fracturados, ao longo das juntas de estratificação de camadas com pendor muito forte e em rochas com elevada percentagem de carbonatos.

A morfologia cársica na Granja dos Serrões e em outros afloramentos na região de Sintra é facilmente detetável e bastante variada, destacando-se tanto à superfície as diversas formas exocársicas. As formas cársicas que se observam à superfície diferem desde os lapiás de diáclases, ou lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren), que se apresentam como sulcos retilíneos e entrecruzados com uma profundidade e largura relativamente reduzida, resultado do alargamento das diáclases por dissolução, onde no fundo destes sulcos se depositaram materiais argilosos, constituindo o sedimento residual (terra rossa), permitindo o desenvolvimento de bolsas de vegetação espontânea.

Referências:

ALMEIDA, C. A.; MENDONÇA, J. J. L.; JESUS, M. R.; GOMES, A. J. (2000). Sistemas Aquíferos de Portugal Continental. Centro de Geologia da Universidade de Lisboa e Instituto da Água, Lisboa. 337 pp

CRISPIM, J. A. (2010). Aspectos relevantes do património cársico da Orla Ocidental. Actas do VIII Congresso Nacional de Geologia, e-Terra Volume 18 – n.º 4. Braga. 1 – 4.

CRISPIM, J. A.; ALMEIDA, C.; FERREIRA, P.; DIAS, N.; RAMOS, P. (2001). Parecer sobre a Susceptibilidade Hidrogeológica e Geomorfológica do Vale da Ribeira do Mogo (Alcobaça). Centro de Geologia da Universidade de Lisboa, Lisboa. 24 pp.

DERRUAU, M. (1988). Précis de Géomorphologie. 7ème édition Masson, Paris. 533 pp.

DERRUAU, M. (1990). Les Formes du Relief Terrestre – Notions de géomorphologie. 5
ème édition Masson, Paris. 115 pp.

 

 

 

 

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