O Banco de Gorringe, o grande monte submarino de Portugal

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Quando pensamos nas grandes elevações em território português, lembramos-nos da Serra da Estrela, com os seus 1993 metros de altitude, ou a Montanha do Pico, vulcão que atinge os 2351 m. No entanto, podemos também procurar debaixo do mar, e se o fizermos iremos encontrar grandes elevações a que damos o nome de montes submarinos. A maior destas elevações em território europeu é o chamado Banco de Gorringe, localizado na Zona Económica Exclusiva portuguesa, e só foi descoberto em 1875 por uma expedição americana (o USS Gettysburg), comandada pelo capitão Henry Gorringe.

Elevações submarinas da costa sudoeste da Península Ibérica – Fonte: Filipe M. Rosas (http://lisbonstructuralgeologist.blogspot.com/) e GoogleEarth

Os montes submarinos são elevações que geralmente se erguem 1000 m acima do fundo oceânico (embora num sentido mais lato se possam incluir elevações com menos de 1000 m), e cujo cume tem uma extensão limitada. Possuem uma grande variedade de formas, e são geralmente de natureza vulcânica, distribuindo-se de forma irregular pelos fundos oceânicos do nosso planeta, localizadas em zonas de convergência de placas tectónicas, em riftes divergentes (como a crista médio-atlântica) ou em resultado de vulcanismo intraplaca. As ilhas oceânicas podem ser consideradas como montes submarinos que se elevam acima do nível da água do mar.

O Banco de Gorringe é um monte submarino que se localiza a cerca de 200 km do Cabo de S. Vicente (em Sagres), e que tem cerca de 180 km de comprimento, elevando-se cerca de 5000 m acima do fundo oceânico (neste caso, a Planície Abissal do Tejo) – isto significa que é uma elevação mais do que duas vezes maior do que a Montanha do Pico (se contarmos esta apenas a partir do nível da água do mar – se contarmos a partir do fundo oceânico será bem mais alta).

Isto faz com que o pico mais alto do Banco de Gorringe, o Monte Gettysburg, se localize apenas a cerca de 25 m da superfície!

Os dois grandes picos do Banco de Gorringe, os montes Gettysburg e Ormonde – Fonte: Nautilus Expedition (http://www.nautiluslive.org/blog/2011/10/13/welcome-gorringe-bank)

Geologicamente, o Banco de Gorringe situa-se próximo de uma das falhas mais importantes do globo, a falha Açores-Gibraltar, que separa a placa Euroasiática da placa Africana. Estudos petrológicos demonstram que Gorringe é constituído sobretudo por gabros e peridotitos serpentinizados, rochas normalmente características de profundidade que foram trazidas para mais próximo da superfície durante a abertura do Atlântico, e finalmente exumadas durante os movimentos compressivos mais recentes.

Contexto geo-tectónico da falha Açores-Gibraltar e da Península Ibérica – Fonte: Ivone Jiménez-Munt (http://www.ija.csic.es/gt/ivone/research_AFEU.html)

Estes locais peculiares, grandes elevações no meio do oceano, causam alterações nas correntes oceânicas e funcionam como refúgio para um grande número de espécies marinhas, formando comunidades adaptadas a diferentes condições desde a base até ao topo do monte. Neste ponto o Gorringe mostra-se também fascinante – ao contrário da maioria dos montes submarinos, que têm picos a grande distância da superfície do mar, os picos do Gorringe são bastante superficiais, permitindo o estabelecimento de comunidades com base na capacidade fotossintética de várias algas.

Das cerca de 150 espécies conhecidas neste local, os grupos de animais mais representados são os moluscos e os peixes, seguidos dos cnidários, equinodermes e esponjas. Das algas, o que mais facilmente salta à vista são as florestas de kelp da espécie Laminaria ochroleuca, que em conjunto com outras espécies mais pequenas de algas formam um habitat diverso que alberga uma grande quantidade de espécies animais.

Uma raia-eléctrica-marmorada (Torpedo marmorata) a nadar numa floresta de kelp (Laminaria ochroleuca) do Banco de Gorringe – Fonte: Oceana/Carlos Suarez (http://na.oceana.org/en/blog/2011/08/expedition-in-the-med-comes-to-a-close)

No geral, estes ecossistemas marinhos funcionam como “ilhas submarinas” – como se encontram separados unss dos outros por planícies abissais, estes montes acabam muitas vezes por desenvolver uma fauna e flora endémicas de cada um, chegando em alguns montes do Pacífico a cerca de 30%-50% de endemismos. No Gorringe a percentagem de espécies únicas é muito baixa, e uma das razões parece ser a baixa profundidade dos seus cumes, que permite mais facilmente a migração de espécies provenientes de montes submarinos e continentes próximos, adquirindo desta forma uma grande importância ecológica.

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Referências

Jiménez-Munt, I., Fernàndez, M., Vergés, J., Afonso, J., Garcia-Castellanos, D., & Fullea, J. (2010). Lithospheric structure of the Gorringe Bank: Insights into its origin and tectonic evolution Tectonics, 29 (5) DOI: 10.1029/2009TC002458 (link)

– Oceana (2005) – The seamounts of the Gorringe Bank (link)

– Wessel, P. (2009) Seamounts, Geology, in Clague, D. A., and Gillespie, R. (eds),. Encyclopedia of Islands, UC Press, Berkeley, CA, pp. 821–825. 59

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Mais profundos que o fundo dos oceanos – a história dos peridotitos ofiolíticos de Morais

That’s a very geeky thing to say!

Foi isto que Malcolm Love, um dos formadores na Masterclass de comunicação em ciência que frequentei há umas semanas, me disse após eu ter iniciado uma apresentação a falar de uma rocha muito interessante que tenho em casa! A rocha em questão é um peridotito que apanhei numa saída de campo com a faculdade aos maciços alóctones de Morais (no concelho de Macedo de Cavaleiros), uma das regiões do nosso país com uma das histórias geológicas mais espectaculares! Foi a história dessa rocha que contei na semi-final do FameLab Portugal 2011, e que vou contar em mais pormenor aqui.

Uma bonita paisagem de Primavera em Trás-os-Montes esconde um segredo. Por debaixo dos carvalhos, alfazemas e estevas, rochas formadas a vários quilómetros de profundidade jazem à superfície – Foto (c) Nina Serén

Primeiras coisas primeiro: o que é um peridotito? O peridotito é uma rocha constituída essencialmente pelos minerais olivina (dominante) e piroxena (este pode ser de dois tipos, ortopiroxena ou clinopiroxena), ricos em ferro e magnésio. É uma rocha que ocorre a grandes profundidades, entre 30 km a 410 km, dado que é a estas profundidades que encontramos condições de pressão e temperatura às quais estes minerais constituintes se encontram em equilíbrio.

Os peridotitos constituem a parte superior rígida do manto. Esta parte superior do manto, juntamente com toda a crosta, formam a litosfera, a camada de rocha rígida que envolve o nosso planeta e que se encontra dividida em várias placas, as placas tectónicas. A litosfera ocorre sob duas formas principais, uma dita de natureza continental, menos densa e mais espessa, e a de natureza oceânica, mais densa e menos espessa. A litosfera rígida assenta sobre uma camada de rocha mais densa e plástica (mas não líquida – o manto não é um mar de magma como muitas vezes se pensa), a astenosfera. Os fluxos de calor na astenosfera são o motor que faz “girar” todo o processo da tectónica de placas.

Afloramento de um peridotito, neste caso um dunito (peridotito em que a olivina representa mais de 90% dos minerais da rocha). São visíveis pequenos cristais negros de cromite – Foto (c) Pedro Andrade

Mas então, voltando ao peridotito, como é que uma rocha formada a tão grandes profundidades consegue aflorar à superfície? Existem duas formas pelas quais isto pode ocorrer.

Uma das maneiras pelas quais os peridotitos ascendem à superfície é como pequenos fragmentos (xenólitos) em lavas basálticas que ascenderam muito rapidamente. Isto não é o que ocorre com os peridotitos que encontramos na região de Morais – estes ocorrem como grandes afloramentos, formando parte do que designamos de sequência ofiolítica. Um ofiolito é um fragmento da litosfera oceânica trazido pelo movimento dos continentes para cima da litosfera continental. Inclui as rochas que constituem este tipo de litosfera, como sedimentos de fundos oceânicos, basaltos formados durante a abertura do oceano, complexos de diques e rochas mais profundas como gabros e peridotitos. Caso para dizer que o “mar” nos caiu em cima!

Um harzburgito, um peridotito composto essencialmente por olivina e ortopiroxena. As dobras e xistosidade são as cicatrizes que apontam para a forma lenta mas violenta que levou à extrusão desta rocha, envolvendo grandes forças – Foto (c) Pedro Andrade

Todas as evidências que encontramos nos maciços alóctones de Morais e no resto de Trás-os-Montes apontam para uma história conturbada. Tudo começou no final do Proterozóico, há cerca de 550 milhões de anos (Ma), com um continente antigo, geralmente designado Panótia, que se começou a fragmentar devido à acção de um rift, um pouco à semelhança do que aconteceu com a formação do oceano Atlântico. À medida que o continente se fragmentava, no meio foi-se formando litosfera oceânica, que foi crescendo à medida que os continentes se separavam e os oceanos cresceram. Uma destas bacias oceânicas (talvez um braço do oceano Paleotétis) separou uma pequena microplaca, a Armórica, do que eventualmente seria a Ibéria e a França.

Esta fase de “acalmia” tectónica não duraria para sempre. Como nos diz o ciclo de Wilson, os movimentos tectónicos implicam uma abertura e fecho cíclicos das bacias oceânicas, e foi isso que começou a acontecer durante o Devónico, há cerca de 400 Ma, quando começaram os eventos de colisão continental que dariam origem ao supercontinente Pangea. Apanhado no meio de dois fragmentos continentais em rota de colisão, a litosfera oceânica do Paleotétis foi sendo empurrada para baixo dos continentes – este fenómeno designa-se subducção, e ocorre porque a litosfera oceânica é mais densa que a continental, e por isso levada de novo para o manto, onde o material é “reciclado”.

Esquema simplificado do processo de obducção, com um fragmento de litosfera oceânica a ser transportada por cima da litosfera continental – Fonte: Laurent Le Mée (http://ophiolite.free.fr)

Por vezes, e foi o que aconteceu neste caso, ocorre o fenómeno inverso à subducção – obducção. Durante a obducção, parte da litosfera oceânica consegue “escapar” ao seu destino de afundamento, e é transportada por cima da litosfera continental. Em quase todo o território continental português vemos marcas destas grandes colisões continentais, mas a região de Trás-os-Montes é das que tem uma história mais conturbada, fruto desse processo de obducção. A implantação destes maciços alóctones (a palavra alóctone refere-se aqui a rochas transportadas a partir do seu local de origem), dos quais o complexo ofiolítico de Morais faz parte, deixou inúmeras marcas nesta região, como xistosidades, dobras, estruturas de cisalhamento e outras. Estas ocorrem também nos nossos peridotitos, muito alterados e xistificados.

Para terminar, refiro apenas que tratei neste post da antiga identidade destas rochas. Em rigor, elas são agora serpentinitos, e não peridotitos. O serpentinito é uma rocha que se forma por metamorfismo retrógrado, um tipo de metamorfismo em que a alteração se ocorre por condições de pressão e temperatura menores que as condições de formação da rocha. Por outras palavras, à temperatura e pressão superficiais, e sobretudo na presença de água, os minerais do peridotito começam a transformar-se em serpentina e noutros minerais acessórios mais estáveis às condições superficiais.

Vemos assim que um simples calhau pode ter uma história complicada e fascinante, digna de ser contada, um testemunho de um tempo muito anterior ao das pessoas, mas que nem por isso deixa de ter uma grande importância como património natural – é a história da própria Terra que pisamos.

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Referências

– Best, M. G. 2003. Igneous and Metamorphic Petrology,. 2nd ed. xxi + 729 pp. Oxford Blackwell Science

– Pereira, E., Ribeiro, A., Castro, P. & De Oliveira, D., 2004 – Complexo Ofiolítico Varisco do Maciço de Morais (NE de Trás-os-Montes, Portugal). In Pereira, E., Castroviejo, R. & Ortiz, F. (Eds.), “Complejos Ofiolíticos en Iberoamérica – Guías de Exploración para Metales Preciosos”, pp. 265-284. Proyecto XIII.1 – CYTED, Madrid, España.

A grande extinção do final do Pérmico – parte 3

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Os factores de stress ambiental do final do Pérmico, como a subida dos níveis de dióxido de carbono (CO2) atmosférico, aquecimento global, acidificação dos oceanos, anóxia, libertação de hidratos de metano, produção de compostos de enxofre tóxicos e destruição da camada de ozono criaram condições adversas o suficiente para levar à maior extinção em massa conhecida, estimando-se que cerca de 90% dos animais marinhos e 70% dos vertebrados terrestres se extinguiram. No entanto, olhamos para a Natureza que nos rodeia hoje em dia e dificilmente adivinharíamos que um cenário tão dantesco alguma vez ocorreu – esse é o grande testemunho da capacidade que a Vida tem para recuperar de épocas de crise, mesmo das mais violentas. A recuperação da grande extinção do Pérmico, durante o período Triássico, foi no entanto longe de fácil!

A recuperação de uma extinção em massa pode ser vista em parte como semelhante ao processo de sucessão ecológica, considerando-se como ecossistema recuperado aquele que é estável, embora a sua composição após uma extinção em massa tenda a ser bastante diferente relativamente à original. Tal como na sucessão ecológica, há organismos sobreviventes que aproveitam a falta de competição para se expandirem significativamente, e tal aconteceu no início do Triássico: o dicinodonte Lystrosaurus, já presente no final do Pérmico, torna-se de súbito extremamente abundante em todo o mundo, correspondendo a cerca de 90% de todos os fósseis de vertebrados terrestres. Os bivalves, sobretudo os do género Claraia, tornam-se muito abundantes no mar, substituindo os antes dominantes braquiópodes. Os poucos organismos do Triássico inicial são geralmente animais pequenos, o que sugere que o menor tamanho poderá ter sido um factor que ajudou à sobrevivência.

Lystrosaurus, Lystrosaurus, Lystrosaurus, Lystrosaurus... a monotonia do início do Triássico - Fonte: John Sibbick

Estes foram sendo gradualmente substituídos por espécies maiores à medida que as comunidades se foram diversificando de novo.  Esta diversificação foi bastante lenta no entanto, e só no Triássico Superior, 30 Ma após o final do Pérmico, é que as comunidades de vertebrados terrestres apresentavam uma diversidade semelhante à anterior à extinção.

A questão da recuperação das comunidades vegetais é controverso. Uma das características da extinção do Pérmico é o aparecimento de um pico de esporos de fungos nos estratos correspondentes à época da extinção (quase 100% do total de vestígios de esporos e pólen, comparado com 10% comparado com os níveis pré e pós-extinção); estes corresponderiam aos sobreviventes da devastação, que começaram o processo de degradação de matéria morta e colonizaram o terreno desocupado, à semelhança do que acontece hoje em dia em locais devastados por erupções vulcânicas. No entanto, esta interpretação não reúne consenso, e em vários locais do mundo há vestígios de outros possíveis colonizadores primários, como musgos ou fetos.

Um representante actual do género Isoetes. "Fetos" como este dominaram a paisagem pós-Pérmico - Fonte: Gulf South Research Corporation

O padrão de extinção e recuperação observados nas comunidades vegetais preservadas no Sul da China apontam para uma situação bastante diferente da indicada pela extinção dos animais e pelo suposto pico de abundância de fungos. O declínio foi muito mais prolongado, tendo começado antes do fim do Pérmico e só terminado no Triássico Médio, numa duração de 23 Ma; em contrapartida, este declínio menos abrupto, e com flutuações no nível de extinção, sugere que as comunidades vegetais terrestres sofreram um grande evento de modificação na sua estrutura, ao invés de uma verdadeira extinção em massa.

No meio dos registos de seres vivos mais visíveis surgem evidências do registo sedimentar que organismos mais pequenos também sofreram uma grande influência da extinção do Pérmico. Formações microbianas como os estromatólitos e trombólitos, bastante características de mares muito mais antigos do Proterozóico, tornam-se de novo bastante comuns no Triássico inicial, associados a novos eventos de anóxia.

O facto de a Vida ter eventualmente recuperado, mesmo que lentamente, da extinção do Pérmico demonstra que quando o principal causador de mudanças ambientais deixa de estar activo, neste caso o grande vulcanismo dos traps da Sibéria, as condições ambientais acabam por estabilizar e permitir que os seres vivos se adaptem e diversifiquem, reocupando os nichos ecológicos deixados vagos. A extinção do Pérmico permitiu que novos grupos ocupassem os nichos mais visíveis, e embora não tivesse sido directamente responsável, levou a que se criassem condições para surgirem os dinossauros, o grupo de vertebrados terrestres dominante durante a era Mesozóica que começou no Triássico.

Algumas espécies ainda dadas como criticamente ameaçadas, como o Saola (Pseudoryx nghetinhensis) podem já estar extintas - Fonte: WWF

Como referi no primeiro post desta série, fala-se muito de uma possível 6ª grande extinção, causada pela nossa espécie, que estará agora a decorrer. No meio de tanto debate e incerteza sobre os reais efeitos que as nossas acções sobre o ambiente causam, é aconselhável dar uma olhadela ao passado para tentar perceber o que é que o futuro nos pode trazer.

Cálculos que comparam a magnitude e ritmo de extinção de vertebrados actuais com as cinco extinções em massa do passado revelam que, se considerarmos que as espécies actualmente ameaçadas se extinguirão num prazo de 100 anos, teremos uma extinção da magnitude de uma extinção em massa dentro de 240-540 anos; mesmo se formos mais conservadores e assumirmos um ritmo menor de extinção, assumindo que só as espécies criticamente ameaçadas se extingam nos próximos 100 anos (o que ao ritmo actual é bastante provável), podemos ter uma extinção em massa dentro de 890-2300 anos.

A principal alteração causada pelas erupções siberianas foi o aumento muito rápido dos níveis de CO2 na atmosfera e oceanos, que levou à acidificação dos oceanos e contribuiu para o agravamento das condições de anóxia nestes. Para além disso, o CO2 levou a um aumento de temperatura, devido à formação de um efeito de estufa, que levou à libertação de hidratos de metano dos fundos oceânicos, que por sua vez aumentaram ainda mais o efeito de estufa… Este aumento dos níveis de CO2 foi problemático porque a velocidade de adição deste à atmosfera ultrapassou a capacidade normal que o nosso planeta tem de o reciclar. E se tomarmos em consideração que estamos a adicionar anualmente cerca de 7 mil milhões de toneladas (7 Gt) de carbono à atmosfera, quando o ritmo calculado para o final do Pérmico era de 0,018 Gt por ano…

Por um lado, temos que ter em atenção que o contexto histórico é completamente diferente. Quando os traps da Sibéria se formaram o mundo já estava em prolongado aquecimento, os níveis de CO2 atmosféricos já eram muito altos e a circulação das correntes oceânicas estava já bastante afectada. Por outro, o ritmo a que estamos a provocar estas alterações é bastante mais rápido que o ritmo a que as alterações se deram no Pérmico, e mesmo que a queima de combustíveis fósseis e libertação de CO2 para a atmosfera cesse a médio prazo, este ficará durante muitos anos na atmosfera, aquecendo o planeta, pondo também em risco a libertação das extensas reservas de metano acumuladas no fundo do oceano.

O aumento recente da temperatura associada com o aumento de concentração de CO2 na atmosfera - Fonte: Michael Ernst

O registo geológico oferece-nos uma janela priveligiada para o passado, e dá-nos boas pistas para percebermos como o mundo poderá evoluir se seguirmos o nosso caminho de exploração descontrolada dos recursos naturais. No entanto, não é uma bola de cristal, e embora muitos dos processos de degradação ambiental sejam semelhantes, o motor dessa mudança é completamente diferente, o que torna as previsões difíceis.

E como diz o paleontólogo britânico Michael J. Benton no seu livro sobre a extinção do Pérmico (“When Life Nearly Died“), mesmo que não tenhamos níveis de extinção semelhantes aos das grandes extinções do passado, isso dificilmente será razão para nos congratularmos…

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A grande extinção do final do Pérmico – parte 1

A grande extinção do final do Pérmico – parte 2

A grande extinção do final do Pérmico – parte 3

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Referências

Barnosky AD, Matzke N, Tomiya S, Wogan GO, Swartz B, Quental TB, Marshall C, McGuire JL, Lindsey EL, Maguire KC, Mersey B, & Ferrer EA (2011). Has the Earth’s sixth mass extinction already arrived? Nature, 471 (7336), 51-7 PMID: 21368823 (link)

Benton, M., & Twitchett, R.J. (2003). How to kill (almost) all life: the end-Permian extinction event Trends in Ecology & Evolution, 18 (7), 358-365 DOI: 10.1016/S0169-5347(03)00093-4 (link)

Sahney, S., & Benton, M. (2008). Recovery from the most profound mass extinction of all time Proceedings of the Royal Society B: Biological Sciences, 275 (1636), 759-765 DOI: 10.1098/rspb.2007.1370 (link)

Saunders, A., & Reichow, M. (2009). The Siberian Traps and the End-Permian mass extinction: a critical review Chinese Science Bulletin, 54 (1), 20-37 DOI: 10.1007/s11434-008-0543-7 (link)

– Wignall, P (2008) The End-Permian crisis, aftermath and subsequent recovery , In: Okada; H; Mawatari; F, S; Suzuki; N; Gautam; P (Ed) Origin and Evolution of Natural Diversity, 21st Century for Neo-Science of Natural History , Hokkaido University, pp.43-48 (link)

– Xiong, C. & Wang, Q. (2011) Permian–Triassic land-plant diversity in South China: Was there a mass extinction at the Permian/Triassic boundary? Paleobiology, 37(1), 2011, pp. 157–167 (link)

A grande extinção do final do Pérmico – parte 2

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Com tantas alterações ambientais no final do Pérmico, há 251 milhões de anos (Ma), não admira que a vida estivesse no limbo – ao aumento prolongado e constante da temperatura global, acidificação do oceano, estagnação das correntes oceânicas e anóxia até em águas superficiais, as erupções prolongadas dos traps da Sibéria trouxeram episódios repetidos e curtos de grande arrefecimento, destruição da camada de ozono e libertação de compostos tóxicos como hidratos de metano e compostos de enxofre.

Causas e efeitos das graves alterações ambientais no final do Pérmico - Fonte: Saunders & Reichow 2009

A reconstrução do impacto que estas alterações tiveram na Vida está dependente da qualidade do registo fóssil, e só recentemente, nos anos 1990, se começaram a encontrar jazidas com um registo relativamente completo das porções final e média do Pérmico. Estas indicam que a extinção do Pérmico não foi um evento único, concentrado na sua parte final há 251 Ma, mas que consistiu de uma série de pulsos de extinção. A primeira fase, conhecida como a “Extinção de Olson” (o hiato do registo fóssil foi identificado pela primeira vez pelo paleontólogo Everett Olson), deu-se no início do Pérmico Médio (há 270 Ma), o Guadalupiano, e caracterizou-se pela extinção de dois terços dos vertebrados terrestres. As comunidades recuperaram com alguma rapidez, mas sem atingir os níveis anteriores até que se deu uma segunda fase de extinção, conhecida como o evento do final da Guadalupiano, há 260 Ma. A natureza deste evento ainda não está bem esclarecida, com alguns autores a defenderem que foi um evento catastrófico que eliminou mais de 50% dos invertebrados marinhos, e outros a afirmarem que consistiu na gradual perda de biodiversidade que decorreu desde essa época até ao final do Pérmico. De qualquer forma, não parecem haver grandes dúvidas que no final do Pérmico deu-se o grande evento de extinção. A análise de comunidades de animais marinhos revela que aproximadamente 80-90% de todas as espécies desapareceram, enquanto que em terra 70% dos vertebrados terrestres não passaram a fronteira.

Para além da perda de diversidade, outros indicadores de grandes perturbações de biodiversidade incluem o tamanho reduzido dos animais que sobreviveram, falta de vestígios de actividade de animais do fundo do mar e depósitos sedimentares sem vestígios orgânicos como carvões ou restos de recifes.

Uma outra maneira de olhar para esta extinção é analisar as consequências fisiológicas dos factores de stress sobre os organismos. Estas podem ser inferidas pela análise de características morfológicas directamente relacionadas com a fisiologia, e pela comparação com organismos actuais.

O pano de fundo das alterações ambientais, o aumento de temperatura, tem consequências fisiológicas e comportamentais conhecidas em muitos organismos, como a alteração das épocas de reprodução, mecanismos de determinação sexual ou o próprio metabolismo básico.

A acidificação dos oceanos afectou sobretudo os animais com esqueletos carbonatados, como os braquiópodes - Fonte: Mark Wilson (http://commons.wikimedia.org/wiki/User:Wilson44691)

O aumento do nível de dióxido de carbono (CO2) teve consequências na fisiologia dos organismos aquáticos, algo verificado experimentalmente mesmo para níveis relativamente baixos de concentração de CO2 – se a perda de viabilidade de organismos se mantiver pequena mas constante ao longo de gerações é suficiente para, em poucos séculos, ter consequências catastróficas para populações de muitas espécies. O aumento de CO2 nas águas, e consequente acidificação destas, é um grande entrave à formação de esqueletos carbonatados, presentes em muitos grupos marinhos como equinodermes, moluscos, corais e braquiópodes, e o registo fóssil mostra que estes foram os mais afectados pela extinção em massa – o aumento de CO2 pode ter actuado como principal factor de selectividade na extinção dos animais marinhos.

Em ambiente terrestre, embora as plantas possam em parte beneficiar do aumento de CO2 para a fotossíntese, ele causa um aumento da acidificação do solo.

No mundo actual, condições de anóxia prolongada conseguem matar todos os animais marinhos, logo os animais que sobreviveram às condições de anóxia no Pérmico foram os poucos que conseguiram refúgio em águas com teores de oxigénio aceitáveis. É interessante verificar que uma perda de habitat de 90% normalmente está correlacionada com a extinção de 50% das espécies, por isso uma taxa de extinção próxima de 90% no Pérmico implica que apenas uma porção muito reduzida de habitat ficou disponível. As condições de anóxia também beneficiam produtores primários com capacidade de fixação de azoto, como as cianobactérias, em detrimento de algas, e esta alteração na composição do fitoplâncton marinho foi mais um stress para os organismos aquáticos

A bactéria actual Desulfonema limicola, uma bactéria redutora de enxofre característica de águas anóxicas - Fonte: MicrobeWiki (http://microbewiki.kenyon.edu/index.php/Desulfonema_limicola)

Como já vimos anteriormente, estas condições de anóxia levaram à proliferação de bactérias redutoras de enxofre, evidenciado pela preservação de altos teores de compostos de enxofre tóxicos como o ácido sulfídrico (H2S), que impedem a actividade respiratória das células eucarióticas. Embora haja organismos com níveis variáveis de tolerância, esta nunca é total, pelo que os níveis anormalmente elevados de H2S que escaparam para a atmosfera, pelo menos centenas de vezes superiores aos actuais, foram mortais para uma percentagem considerável dos seres vivos terrestres.

Os gorgonópsidos (como este Dinogorgon rubidgei), grandes predadores do Pérmico, desapareceram no final deste período - Fonte: Dmitry Bogdanov (http://commons.wikimedia.org/wiki/Creator:Dmitry_Bogdanov)

Todas estas evidências sugerem que houve uma actuação concertada, sinergística, de todas estas causas que levaram à maior crise de biodiversidade que conhecemos, e que levou à extinção de uma grande parte dos invertebrados marinhos (incluindo as trilobites, os escorpiões-marinhos, graptólitos e uma grande parte dos braquiópodes, moluscos e equinodermes), várias ordens de insectos terrestres, a dois terços das famílias de vertebrados terrestres e que levou à substituição da flora dominante.

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No próximo post: a recuperação dos ecossistemas após a extinção e (agora sim!) as lições que podemos tirar para a nossa situação actual

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A grande extinção do final do Pérmico – parte 1

A grande extinção do final do Pérmico – parte 2

A grande extinção do final do Pérmico – parte 3

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Referências

Clapham, M., Shen, S., & Bottjer, D. (2009). The double mass extinction revisited: reassessing the severity, selectivity, and causes of the end-Guadalupian biotic crisis (Late Permian) Paleobiology, 35 (1), 32-50 DOI: 10.1666/08033.1 (link)

KNOLL, A., BAMBACH, R., PAYNE, J., PRUSS, S., & FISCHER, W. (2007). Paleophysiology and end-Permian mass extinction Earth and Planetary Science Letters, 256 (3-4), 295-313 DOI: 10.1016/j.epsl.2007.02.018 (link)

Sahney, S., & Benton, M. (2008). Recovery from the most profound mass extinction of all time Proceedings of the Royal Society B: Biological Sciences, 275 (1636), 759-765 DOI: 10.1098/rspb.2007.1370 (link)

Saunders, A., & Reichow, M. (2009). The Siberian Traps and the End-Permian mass extinction: a critical review Chinese Science Bulletin, 54 (1), 20-37 DOI: 10.1007/s11434-008-0543-7 (link)

A grande extinção do final do Pérmico – parte 1

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Nos dias que correm ouvimos falar muito da grande perda de biodiversidade a que se assiste nos dias de hoje, motivada especialmente pela destruição de habitat, alterações climáticas, introdução de espécies invasoras e sobre-exploração de recursos causados pela actividade humana. Se o ritmo a que esta perda está a decorrer actualmente se mantiver, espera-se que estejamos a enfrentar uma nova extinção em massa – estes são eventos na história da Terra caracterizados pela perda de uma porção significativa da biodiversidade num curto espaço de tempo geológico. Estes eventos são raros, pois embora seja normal que espécies se extingam, surgem constantemente novas espécies. Cálculos recentes indicam que, ao ritmo actual de extinção, poderemos ter níveis comparáveis a outras extinções em massa em menos de 15 000 anos (perspectivas conservadoras!), e tão cedo quanto algumas centenas de anos! O ritmo de extinção poderá até ser superior ao registado em qualquer uma das grandes extinções do passado.

The Big Five - as cinco grandes extinções em massa, assinaladas neste gráfico que mostra o número de famílias conhecidas para uma determinada época (note-se que conhecem-se muito mais famílias actuais que pré-históricas, pois muitas não ficam preservadas). A perda de biodiversidade no final do Pérmico é notável! - Fonte: Metcalfe & Isozaki 2009 (http://ea.c.u-tokyo.ac.jp/earth/Members/Isozaki/09JAES-preface.pdf)

Caso isto ocorra, não será algo de completamente novo na história do nosso planeta, embora a causa de extinção (expansão humana não controlada) seja diferente. Desde que temos um registo fóssil razoavelmente completo, desde o início do Câmbrico, há 540 milhões de anos atrás (Ma), ocorreram apenas cinco destes eventos, no final dos períodos Ordovícico (443 Ma), Devónico (359 Ma), Pérmico (251 Ma), Triásico (200 Ma) e Cretácico (65 Ma). Destes, o mais destrutivo foi a extinção em massa do final do Pérmico, durante o qual mais de 90% de todas as espécies podem se ter extinguido, mudando todo o percurso evolutivo da Vida. Que aconteceu nesta época que causasse tamanha catástrofe? E que lições podemos retirar dela?

Representação paleogeográfica do final do Pérmico. As posição dos continentes está assinalada a verde, a localização da província vulcânica da Sibéria a vermelho e, numerados, locais onde se encontraram vestígios geológicos da transição Pérmico-Triásico (a fronteira P-T)- Fonte: Saunders & Reichow (2009)

No final do Pérmico a maioria das massas continentais encontravam-se juntas, formando o supercontinente Pangea, que era rodeado pelo grande oceano Pantalassa. Embora com flutuações, a tendência climática durante o Pérmico foi de aquecimento global, em grande parte resultado do aumento da concentração de dióxido de carbono (CO2) na atmosfera – os níveis no final do Pérmico eram 5 a 10 vezes superiores aos do início do período, uns 50 Ma antes (que por sua vez eram semelhantes aos valores de CO2 antes da revolução industrial). Estes níveis corresponderiam a pelo menos 3000 biliões de toneladas (Gt) de carbono sob a forma de CO2 na atmosfera (o nível actual é de cerca de 800 Gt, e na atmosfera pré-industrial seriam cerca de 600 Gt).

Este aumento de CO2 teria sido causado pela diminuição de fenómenos de meteorização (alterações físicas e químicas sofridas pelas rochas), maior aridez e aumento de fenómenos de vulcanismo no Norte da Pangea; na parte final do Pérmico acresceriam ainda fenómenos de vulcanismo basáltico extenso, que formariam grandes planícies vulcânicas (os chamados “traps)” na região de Emeishan (China) e Sibéria (Rússia).

O aumento de CO2 levaria por sua vez ao degelo de calotes polares, aumento de temperatura na atmosfera e oceano e acidificação das águas, e estes processos causariam alterações na circulação oceânica, diminuindo a circulação e mistura de águas. Estes processos já estariam a decorrer no final do Pérmico quando se deram os fenómenos de vulcanismo que formaram os traps da Sibéria, mas estes últimos teriam contribuído de forma significativa para o aumento da temperatura global, actuando de forma conjunta com as alterações prévias. Estes eventos vulcânicos, cuja origem é ainda incerta, levaram à deposição de um volume de 3 milhões de km cúbicos de basalto, durante um período provavelmente inferior a 1 Ma – estima-se que as erupções duraram 600 000 anos. Isto é equivalente à emissão de 12000 a 18000 Gt de carbono para a atmosfera, durante um período de 1 Ma – isto implica um ritmo de emissão de carbono de 0,018 Gt por ano, em contraste com as 7 Gt por ano que ocorrem actualmente devido à queima de combustíveis fósseis!

Afloramento da parte inferior dos traps siberianos, a província basáltica que se formou após longas erupções no final do Pérmico - Fonte: Siberian Traps Expedition 2009 (http://siberia2009.wordpress.com/)

Outros gases vulcânicos, capazes de causar arrefecimentos significativos na atmosfera (como compostos de enxofre) e perda da camada de ozono (halogénios) imediatamente após uma erupção, também poderiam ter sido expelidos. Num mundo adaptado a um crescente aquecimento, a existência de algumas estações extremas com frios intensos significava mais um factor de stress para os seres vivos. Estes períodos frios seguir-se-iam imediatamente após as erupções e consequente libertação de compostos de enxofre, mas como estes se degradam rapidamente na atmosfera (cerca de um ano), não afectariam o padrão geral de aquecimento causado pelo CO2. Associado ao arrefecimento teria acontecido uma diminuição da luz disponível para as plantas, comprometendo a fotossíntese. A destruição da camada de ozono pelos halogénios causaria um aumento de raios ultravioleta, aumentando os riscos de mutações nos seres vivos.

O aquecimento global que se verificou no final do Pérmico, juntamente com a estagnação das correntes oceânicas e redução de fotossíntese levaram ao outro grande causador de extinções neste mundo cada vez menos habitável – anóxia. O oxigénio é essencial para uma fatia substancial dos seres vivos, sobretudo para os maiores e mais visíveis, os eucariontes (nos quais incluímos plantas, animais, fungos…), e por isso ambientes aquáticos com pouco oxigénio possuem pouca diversidade. Evidências recolhidas em rochas da fronteira Pérmico-Triásico demonstram que condições com pouco oxigénio eram prevalentes nos oceanos desta época: disoxia (pouco oxigénio dissolvido), anóxia (ausência de oxigénio dissolvido) e mesmo euxinia (presença de enxofre reduzido). Actualmente isto só acontece em condições muito específicas, e até os fundos oceânicos são geralmente bem oxigenados. Em condições de anóxia, a maioria do corpo de água fica sem oxigénio dissolvido, excepto para as camadas superficiais em contacto com a atmosfera. Dados isotópicos revelam que o oceano do final do Pérmico possuía um número anormal de enxofre reduzido, evidência de actividade de bactérias anaeróbicas redutoras de enxofre em águas superficiais. Este enxofre seria reduzido formando pirite ou ácido sulfídrico (H2S), este um gás bastante tóxico que poderia ter sido libertado para a atmosfera.

Existem também evidências de uma grande libertação de hidrato de metano, um gás que pode causar um aumento do efeito de estufa, contribuindo também para o aquecimento global. Este não teria sido no entanto determinante, pois a sua libertação, por aquecimento de sedimentos dos fundos oceânicos, deu-se numa altura em que a grande extinção já estaria a decorrer. No entanto, teria sido sem dúvida mais um importante factor a afectar o clima.

Para terminar, de referir que até ao momento ainda não se encontraram evidência claras de algum impacto significativo de um corpo extra-terrestre para o final do Pérmico. Desde que essa explicação se tornou a explicação provável para a extinção em massa do final do Cretácico, que matou os dinossauros não-avianos, muitos autores têm procurado aplicar essa mesma explicação para as outras extinções em massa, incluindo a do Pérmico, mas as evidências de materiais extra-terrestres encontradas para o final do período têm sido criticadas.

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Na próxima parte: o impacto da extinção em massa nos seres vivos e perspectivas sobre a extinção causada pela nossa espécie

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A grande extinção do final do Pérmico – parte 1

A grande extinção do final do Pérmico – parte 2

A grande extinção do final do Pérmico – parte 3

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Referências

Barnosky AD, Matzke N, Tomiya S, Wogan GO, Swartz B, Quental TB, Marshall C, McGuire JL, Lindsey EL, Maguire KC, Mersey B, & Ferrer EA (2011). Has the Earth’s sixth mass extinction already arrived? Nature, 471 (7336), 51-7 PMID: 21368823 (link)

KNOLL, A., BAMBACH, R., PAYNE, J., PRUSS, S., & FISCHER, W. (2007). Paleophysiology and end-Permian mass extinction Earth and Planetary Science Letters, 256 (3-4), 295-313 DOI: 10.1016/j.epsl.2007.02.018 (link)

Saunders, A., & Reichow, M. (2009). The Siberian Traps and the End-Permian mass extinction: a critical review Chinese Science Bulletin, 54 (1), 20-37 DOI: 10.1007/s11434-008-0543-7 (link)

Imagem do dia – Maciço sienítico de Monchique

Foto (c) Pedro Andrade

O maciço sienítico de Monchique, que forma a actual Serra de Monchique no Algarve, formou-se há cerca de 72 milhões de anos, já perto do final do período Cretácico. Após a abertura do Atlântico Norte deu-se a abertura do Golfo da Biscaia, que teve como consequência a ascensão de magma alcalino nos bordos da microplaca ibérica, tendo-se formado três maciços ígneos, mais-ou-menos alinhados e com idade sucessivamente mais recente, em Sintra, Sines e Monchique.

O maciço de Monchique, constituído essencialmente por sienito nefelínico, intruiu em rochas mais antigas do Carbonífero (deixando marcas desse contacto de alta temperatura, como os xistos mosqueados e corneanas na borda do maciço), e por erosão diferencial acabou por se salientar das rochas carboníferas que a rodeiam, formando a Serra de Monchique, que actualmente tem o seu ponto mais elevado no pico de Fóia, a 902 m de altitude.

Referências:

– González-Clavijo, E. J. & Valadares, V. – A estrutura do complexo de Monchique. LNEG

– Pinho, A. B. (2003) – Caracterização geotécnica de maciços rochosos de baixa resistência – o flysch do Baixo Alentejo. Dissertação de doutoramento. Universidade de Évora.

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