Lirismo tectónico

“The Himalayas are the crowning achievement of the Indo-Australian plate. India in the Oligocene crashed head on into Tibet, hit so hard that it not only folded and buckled the plate boundaries but also plowed into the newly created Tibetan plateau and drove the Himalayas five and a half miles into the sky. The mountains are in some trouble. India has not stopped pushing them, and they are still going up. Their height and volume are already so great they are beginning to melt in their in their own self-generated radioactive heat. When the climbers in 1953 planted their flags on the highest mountain, they set them in snow over the skeletons of creatures that had lived in a warm clear ocean that India, moving north, blanked out. Possibly as much as 20,000 feet below the sea floor, the skeletal remains had turned into rock. This one fact is a treatise in itself on the movements of the surface of the earth.

If by some fiat, I had to restrict all this writing to one sentence; this is the one I would choose: the summit of Mount Everest is marine limestone.”

– John McPhee, escritor americano

O Banco de Gorringe, o grande monte submarino de Portugal

ResearchBlogging.org

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

O sismo de Benavente de 1909

Corria o mês de Abril de 1909. Por esta altura o Panamá já se tinha tornado independente, Joana d’Arc foi beatificada e fundou-se a cidade de Tel Aviv, ao mesmo tempo que se semeava a Primeira Guerra Mundial. Para lá do complexo mundo humano e das suas pequenas histórias, num Reino de Portugal em crise a Terra imóvel e constante deu sinal de si, abanando com violência no dia 23 de Abril na região do Vale do Tejo. Os principais estragos ocorreram nas vilas de Benavente e Samora Correia, que quase ficaram destruídas por este terramoto que tomou 46 vidas.

A destruição em Samora Correia, no concelho de Benavente, após o sismo de 1909 - Fonte: http://fotos.sapo.pt/fotosamora/perfil

Uma análise da ocorrência dos sismos no mundo revela que a maioria surge em zonas de contacto entre as grandes placas tectónicas, pois é nestes locais que se dão os principais movimentos de compressão, distensão ou deslizamento das placas que compõe a litosfera, a camada de rocha rígida que envolve o planeta. Uma destas zonas de contacto é a famosa falha Açores-Gibraltar, que separa a placa euroasiática (a Norte) da placa africana (a Sul), e cuja movimentação está na origem da maior parte da ocorrência de sismos em Portugal continental, incluindo o grande sismo de 1755 (neste caso talvez associado a um acidente mais pequeno, a falha do Marquês do Pombal).

Noutros casos a “culpa” recai sobre falhas interiores às placas, originando sismicidade intraplaca. Na Península Ibérica a maioria destas falhas são falhas antigas, com mais de 300 milhões de anos, do período da orogenia varisca, e que devido à acção da mais recente tectónica alpina (que faz aproximar África da Europa) têm sido reactivadas nos últimos milhões de anos. Entre estas está a responsável pelo sismo de Benavente, a falha do Vale Inferior do Tejo (VIT).

Sismicidade no território continental português entre 1970 e 2007, com algumas das principais falhas assinaladas: falha do Vale Inferior do Tejo (VIT), que provocou o sismo de Benavente, a falha do Marquês de Pombal (MP), Banco de Gorringe (BG), Cabo de São Vicente (CSV), falha da Ferradura (FF), Pereira do Sousa (PS), Banco de Guadalquivir (GQ) e Coral Ridge (CR) - Fonte: Bezzeghoud et al

A intensidade do sismo de 1909 não é ainda bem conhecida, mas o valor mais consensual parece ser cerca de 6.3 na escala de Richter – o equivalente a fazer explodir mais de 15 000 toneladas de TNT debaixo da terra! Os grandes movimentos tectónicos nesta falha têm ocorrido com uma periodicidade de cerca de 200 anos, tendo em conta outros sismos históricos em 1344, 1531 e talvez até mesmo em 1755 – embora não tenha sido a causadora do grande sismo de Lisboa, a  falha do VIT pode ter sofrido uma rotura durante este terramoto.

Os eventos sísmicos no VIT parecem estar relacionados com roturas em dois segmentos diferentes da falha: um a Sul, entre Alverca e Azambuja, e outro mais a Norte entre Azambuja e Asseca. Sismos com magnitude próxima de 7, como se estima ser o caso em 1531, ocorrem por rotura em ambos os segmentos simultâneamente, enquanto que em sismos menores, como o de Benavente, verifica-se rotura de apenas um dos segmentos – neste caso foi o segmento Azambuja-Asseca.

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Referências

– Bezzeghoud, M., Borges, J.F. & Caldeira, B. – Actividade sísmica em Portugal. Departamento de Física e Centro de Geofísica de Évora (link)

– Senos, M. L. & Carrilho, F. (2003) Sismicidade de Portugal Continental. Fisica de la Tierra. 15. 93-110 (link)

– Vilanova, S.P. & Fonseca, J. (2004) A falha do Vale Inferior do Tejo na análise da perigosidade sísmica. Sísmica 2004 – 6º Congresso Nacional de Sismologia e Engenharia Sísmica. 379-388 (link)

Imagem do dia – Flysch do Baixo Alentejo

Foto (c) Pedro Andrade

Actualmente o nosso território continental português parece-nos bastante calmo e coeso, o que na realidade é uma máscara que disfarça como a sua formação resultou da violenta colisão de pequenos continentes anteriormente separados pelo mar. Um desses continentes forma o que os geólogos designam como Zona Sul-Portuguesa (ZSP), que aflora no Baixo Alentejo e Algarve.

Entre as várias unidades constituintes da ZSP encontra-se o vasto Grupo do Flysch do Baixo Alentejo, que inclui três grandes formações rochosas sucessivamente mais recentes, de nordeste para sudoeste: Formação de Mértola, Formação de Mira e Formação de Brejeira (na foto). Estas unidades, constituídas por xistos e quartzitos (resultado do metamorfismo de argilitos, arenitos e grauvaques), formaram-se por deposição de sedimentos numa profunda bacia oceânica que se gerou com o aproximar dos continentes, entre 330 Ma a 310 Ma atrás. À medida que estes continuaram a aproximar-se, a pressão alterou e dobrou as rochas sedimentares profundas, dando origem às actuais rochas metamórficas.

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Referências

– Rosa, C.J.P. (2007) Facies Architecture of the Volcanic Sedimentary Complex of the Iberian Pyrite Belt, Portugal and Spain. PhD thesis. University of Tasmania (link)

Mais uma bonita citação da história da geologia

Such changes in the superficial parts of the globe seemed to me unlikely to happen if the earth were solid to the center. I therefore imagined that the internal parts might be a fluid more dense, and of greater specific gravity than any of the solids we are acquainted with, which therefore might swim in or upon that fluid. Thus the surface of the earth would be a shell, capable of being broken and disordered by the violent movements of the fluid on which it rested.

Benjamin Franklin, em 1782, uns 170 anos antes da revolução da tectónica de placas!

Imagem do dia – Quartzito Armoricano

Foto (c) Pedro Andrade

Uma das formações rochosas mais conhecidas dos portugueses, mesmo sem o saberem, é a Formação do Quartzito Armoricano. Esta é constituída, tal como o nome indica, por quartzitos e outras rochas metassedimentares, ou seja, antigas rochas sedimentares cujas características foram alteradas. Neste caso, a “culpa” recai, como já é habitual em Portugal, sobre a orogenia varisca, o grande evento de colisão continental que originou a Pangea.

Há cerca de 480 milhões de anos, no início do Ordovícico, a Ibéria situava-se na margem Norte do continente Gondwana. Nestes habitats litorais, abundavam animais como trilobites, poliquetas e outros vermes, que andavam sobre a areia do fundo do mar, deixando rastos que viriam a ser preservados. Com o tempo, estes sedimentos do fundo foram consolidando, originando rochas como o arenito quártzico, típico de ambientes litorais. Muitos milhões de anos depois, as grandes compressões da orogenia varisca alteraram e dobraram estas camadas sedimentares, transformando-as em quartzitos.

Com o passar do tempo, as montanhas variscas foram sendo erodidas. No entanto, como nem todas as rochas são iguais, esta erosão também se dá de forma diferenciada: sendo o quartzo um dos minerais mais resistentes, uma rocha rica nele demora mais tempo a erodir, formando serras e outras elevações. Em Portugal, serras como as de Valongo, o Marvão, o Alvão (na foto), as Portas de Ródão ou Penha Garcia são casos bem conhecidos em que o Quartzito Armoricano teima em não desaparecer!

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Referências

– Neto de Carvalho, C. (2004). Os testemunhos que as rochas nos legaram: Geodiversidade e Potencialidades do Património do Canhão Fluvial de Penha Garcia. Geonovas.18., 35-65. (link)

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.

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