1999 GEOLOGIC TIME SCALE - Moodle · geological society of america 1999 geologic time scale cenozoic mesozoic paleozoic age (ma) epoch age picks (ma) magnetic polarity period h i

GEOLOGICAL SOCIETY

OF AMERICA

1999 GEOLOGIC TIME SCALECENOZOIC MESOZOIC PALEOZOIC

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KUNGURIAN

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*International ages have not been established. These are regional (Laurentian) only. Boundary Picks were based on dating techniques and fossil records as of 1999. Paleomagnetic attributions have errors, Please ignore the paleomagnetic scale.

© 1999, The Geological Society of America. Product code CTS004. Compilers: A. R. Palmer, John Geissman

Sources for nomenclature and ages: Primarily from Gradstein, F., and Ogg, J., 1996, Episodes, v. 19, nos. 1 & 2; Gradstein, F., et al., 1995, SEPM Special Pub. 54, p. 95–128; Berggren, W. A., et al., 1995, SEPM Special Pub. 54, p. 129–212; Cambrian and basal Ordovician agesadapted from Landing, E., 1998, Canadian Journal of Earth Sciences, v. 35, p. 329–338; and Davidek, K., et al., 1998, Geological Magazine, v. 135, p. 305–309. Cambrian age names from Palmer, A. R., 1998, Canadian Journal of Earth Sciences, v. 35, p. 323–328.

30 C30

30 C30

C3434

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DCT/FCT(UNL) Estratigrafia e Paleontologia ____________________________________________________________________________________

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UNIVERSIDADE NOVA DE LISBOA FACULDADE DE CIÊNCIAS E TECNOLOGIA DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS DA TERRA

ESTRATIGRAFIA JOÃO J. Cardoso PAIS

FUNDAMENTOS DA ESTRATIGRAFIA DEFINIÇÃO E OBJECTIVOS A Estratigrafia como “ciência descritiva dos estratos” (do latim stratum + graphia do grego). A Estratigrafia tem a haver, não apenas com a sucessão original e as relações de idade das camadas de rochas, mas também com a sua forma, arranjo interno, distribuição geográfica, composição litológica, conteúdo fossilífero, propriedades geoquímicas e geofísicas, ou seja, com todas as características, propriedades e atributos das camadas de rochas e com a sua interpretação em termos de ambiente, ou de génese, e história geológica. Todos os tipos de rochas (ígneas, metamórficas, sedimentares consolidadas ou móveis) caem dentro do campo de estudo da Estratigrafia. A Estratigrafia pode ser abordada de diversas formas que se revestem do maior interesse tanto no domínio da “Ciência Pura” como das aplicações práticas. Ciência pura e ciência aplicada não têm, aqui, fronteiras nítidas e concorrem, reciprocamente, para o progresso uma da outra. Para Grabau (1913) a Estratigrafia é a parte inorgânica da Geologia Histórica, ou seja, o estudo do desenvolvimento da litosfera através do tempo geológico. Este conceito foi progressivamente alargado de modo a incluir aspectos ligados à paleontologia, geologia estrutural, geoquímica, geofísica, e muitos outros sectores ligados às Ciências da Terra. Objectivos da Estratigrafia: o papel fundamental da Estratigrafia é o de, através da observação das unidades litológicas e das suas propriedades, chegar ao seu modo de origem, estabelecendo a sua evolução temporal e espacial. Logo, a Estratigrafia estuda, fundamentalmente, as relações no espaço e no tempo dos conjuntos líticos e


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dos acontecimentos neles registados, de modo a chegar à reconstituição da História da Terra. Estrato ou camada: corpos líticos, em regra tabulares, caracterizados por certas propriedades, caracteres ou atributos que os distinguem dos corpos adjacentes. A separação entre camadas vizinhas pode ser feita por planos bem marcados (passagem brusca a camadas vizinhas) ou através de mudança gradual de qualquer propriedade (litologia, mineralogia, conteúdo fossilífero, composição química, propriedades físicas, idade) (passagem gradual a camadas vizinhas, relativamente a essa propriedade).

• Estratigrafia descritiva: recolha e análise da informação de campo.

• Estratigrafia interpretativa: geocronologia, paleogeografia e geologia histórica.

A ordenação, no espaco e no tempo, dos corpos líticos e dos acontecimentos; a necessidade de elaboração de sistemas de referência (escalas estratigráficas). Problemas fundamentais da Estratigrafia:

• de tempo - cronologia; ordenação dos corpos líticos (antes, depois,

simultaneidade, duração); idade relativa (escala cronostratigráfica) e/ou idade isotópica (escala cronométrica)

• de espaço - paleogeografia; aplicação do princípio das causas actuais (sem

esquecer os riscos daí decorrentes); reconstituição de paisagens.

ASPECTOS HISTÓRICOS XENOPHANES (séc.VI aC.) e a interpretação correcta de conchas marinhas existentes nas colinas de Paros. ARISTOTELES e TEOFRASTO (séc.III e IV aC.) a geração de ossos e a atribuição de esqueletos a gigantes mitológicos. ESTRABÃO (séc.I aC.). A época romana e os “glossopetrae” de PLINIO (séc.I). TERTULIANO (séc.II) e PAULO OSORIO (séc.V) interpretam corretamente os fósseis. Queda do Império e o “esquecimento” dos conhecimentos anteriores.


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Ciência islâmica. AVICENA (séc.X) e AVERROES (séc.XII) e a tradução dos tratados gregos. AVICENA e a “vis plastica” criadora de animais e plantas petrificadas, “lusus naturae”,ou seja, caprichos da natureza. A invasão do Norte de África e da Península Ibérica e a tradução dos textos árabes para hebraico por, entre outros, ISAAC ISRAELI (855-955), SCADIA BEN JOSEPH (séc.IX-X), SALOMON BEN GABIROL (séc.XI), MOISE BEN MAIMON (séc.XII), e mais tarde mandadas passar a latim pelo Arcebispo de Toledo. Crenças medievais (séc.XII, XIII e parte do XIV), resultantes da interpretação do “Livro do Genesis”. Idade da terra de poucos milhares de anos; atribuição ao Dilúvio de sedimentos; fósseis interpretados como “invenções diabólicas” ou como pedras com formas curiosas. ALBERTO DE SAXE, reitor da Universidade de Paris (séc.XIV), o estudo da erosão e o levantamento dos continentes e do fundo dos mares. O Renascimento. LEONARDO DA VINCI (séc.XIV-XV), que resumia as suas ideias na frase: “Por cima das planícies de Itália, lá onde voa actualmente uma multitude de aves nadavam, antigamente, cardumes de peixes”. Foi o primeiro investigador a interpretar correctamente e a reconhecer a importância dos fósseise. BERNARD DE PALISSY (1510-1589) e as suas observações sobre erosão e sedimentação; “o vento a chuva e as vagas corroem os continentes tão depressa que, em breve, não restaria mais terra, a menos que uma nova rocha venha tomar o lugar das destruídas”. Foi acusado de herético. Sir FRANCIS BACON (1620) e o livro “Novum Organum”, onde defende, após as grandes viagens do séc. XVI e do levantamento das primeiras cartas, que a semelhança entre as costas Ocidental de África e Oriental da América do Sul não podia ser obra do acaso. ROBERT HOOK e DESCARTES (séc. XVII); reforço da ideia da evolução contínua da Terra. Hook imaginava que os fósseis de animais marinhos existentes sobre os continentes podiam ter sido projectados acima do mar por “qualquer dilúvio, inundação, tremor de terra ou por outro processo análogo. Descartes concluiu que a criação da Terra tinha sido o fruto de uma evolução natural continua. Temendo ofender a igreja escondeu as suas ideias.


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NICOLAS STENO (séc. XVII) (dinamarquês, médico em Florença do Grão-Duque Fernando II) e as suas observações sobre as colinas da Toscania; admitia que muitas das formações rochosas resultavam da deposição sucessiva de sedimentos. A crosta terrestre devia, pois, conter informações sobre a cronologia dos acontecimentos geológicos; um estudo atento da sobreposicão das camadas de rochas sedimentares devia poder revelar essa cronologia (enunciou pela primeira vêz o princípio da sobreposição). Steno e a origem dos Oceanos e Continentes. Em 1669 tentou conciliar as sua ideias com os textos bíblicos e escreveu que as primeiras terras, que por vontade do criador, tinham surgido dos oceanos estavam minadas por gigantescas cavernas subterrâneas. Submergidas pelo dilúvio, estas terras ter-se-iam afundado nos mares para dar lugar a novos continentes. Estes, teriam de novo sido minados por novas cavernas que, desta vez, se teriam afundado apenas aqui e ali para criar os oceanos actuais. Conciliar os resultados das suas observações com a Teologia não era tarefa fácil. Alguns anos mais tarde, após a publicação dos seus trabalhos, abandonoua Ciência e ingressou numa ordem religiosa, fazendo voto de pobreza com tanto ardor que veio a falecer de inanição em 1686. A cronologia bíblica de JAMES USSHER (séc.XVII), Arcebispo anglicano de Armagh, Prior da Irlanda, membro do Conselho Privado de Inglaterra e Confidente do Rei Carlos I. A Terra teria sido criada ao princípio da noite anterior ao Domingo 23 de Outubro do ano 4004 AC. Na Quarta-Feira seguinte as águas juntaram-se e as terras emergiram. O Homem, e as outras formas vivas, apareceram na Quinta-Feira. O Dilúvio aconteceu 1665 anos mais tarde e Noé entrou na arca no Domingo, 7 de Dezembro do ano 2349 AC e descido na Quarta-Feira, 6 de Maio do ano seguinte. As teorias sobre a origem dos continentes e oceanos de THOMAS BURNET (séc. XVII ) expandidas no livro “The Sacred Theory of the Earth” (1681), tentando conciliar os textos bíblicos e as suas observações. Nos primeiros tempos uma camada de terra uniformemente plana cobria uma camada de água. O calor do Sol teria aberto na crosta terrestre profundas fendas através das quais teriam irrompido as águas quando a cólera de Deus se abateu sobre a Terra. As terras afundaram-se em grandes blocos de que alguns sobrenadaram para formarem montanhas e continentes, enquanto outros caiam às profundidades para se tornarem no fundo dos Oceanos. GEORGES LOUIS LECLERC (séc.XVIII), Conde de BUFON, defende que a Terra, na origem, era uma massa aquecida ao rubro, arrancada do Sol, enquanto a Lua havia sido subtraída da Terra. À medida que o planeta arrefecia os oceanos haviam ocupado fissuras, deixando aparecer os continentes que haviam constituído o fundo


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dos oceanos; assim explicava o aparecimento dos fósseis marinhos no interior dos continentes. JOHANN GOTTLOB LEHMAN (1756), Engº de minas, e a classificação das rochas em:

• rochas primitivas, de origem química; • rochas secundárias, fossilíferas e estratificadas; • rochas aluviais, areias e cascalheiras.

GIOVANNI ARDUINO (séc.XVIII), Director Provincial de Minas, e a criação dos termos:

• Primitivo, • Secundário • Terciário

para designar conjuntos de rochas em sucessão estratigráfica. GEORG CHRISTIAN FÜCHSEL (séc.XVIII) e as designacões de:

• Formação • Série.

Cada agrupamento era caracterizado pela litologia e conteúdo paleontológico, e correspondia a um dado tempo geológico. A teoria Neptunista de ABRAHAM-WERNER (fins séc.XVIII início séc.XIX); um grande oceano, que em tempos havia coberto toda a Terra, ter-se-ia confinado aos domínios actuais à medida que formava e precitava os materiais visíveis na crosta terrestre. Modificação do sistema de classificação de rochas de Lehman distinguindo:

• serie primitiva • serie de transição

JAMES HUTTON (fins do séc. XVIII- inÍcio do séc. XIX) e a teoria do plutonismo; as rochas ígneas teriam resultado da consolidação de matérias fundidas e não de precipitados marinhos. Os principios do uniformitarismo (“o presente é a chave do passado”) e da sobreposição. WILLIAM SMITH e a 1º elaboração de colunas estratigráficas, subdivididas em unidades de rochas, individualizadas com base nas características litológicas e no


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conteúdo paleontológico. O “Geological map of England and Wales, with part of Scotland”. O impulso científico de ALCIDE D’ORBIGNY, GEORGES CUVIER, ADOLF BRONGNIART. CHARLES LYELL, autor dos “Principles of Geology” (1833), e a sua escala estratigráfica. Percursores portugueses. Os oratorianos MANUEL ÁLVARES (séc. XVIII) (“Historia da creaçaõ do Mundo conforme as ideas de Moizes e dos Filozofos”) e TEODORO de ALMEIDA (“Recreasaõ Filozofica, ou Dialogo sobre Filozofia Natural para instrusaõ de pessoas curiozas que naõ frequentaraõ as aulas”). O Padre Jesuíta JOÃO LOUREIRO (1710-1791) e a primeira publicação de paleontologia em Portugal (“Sobre uma espécie de petrificação animal”). ANDRADA e SILVA (1763-1838), DANIEL SHARPE (1806-1856), D. VANDELLI (1735-1816), A. VANDELI (1784-1859), ESCHWEGE (1777-1855). CARLOS RIBEIRO (1813-1882) e NERY DELGADO (1835-1908); grande incremento da Estratigrafia; primeiros estudos de índole litostratigráfica. Os trabalhos de WENCESLAU de LIMA (1858-1919), BERKELEY COTTER (1845-1919) e PAUL CHOFFAT (1878-1919). As intervenções de O. HEER, P. de LORIOL, G. de SAPORTA, H.E. SAUVAGE, G.F. DOLLFUS, F. KOBY e F. ROMAN. Os trabalhos de CARLOS FREIRE DE ANDRADE (1859-1929) e de L. PEREIRA de SOUSA (1870-1931).

O renascimento dos anos 30 com J. CARRINGTON da COSTA (1891-1982). A obra de CARLOS TEIXEIRA (1910-1982) e de G. ZBYSZEWSKI.

Geólogos portugueses contemporâneoe sua intervenção nos domínios da Paleontologia e da Estratigrafia. CLASSIFICAÇÃO ESTRATIGRÁFICA Dualidade da classificação estratigráfica. Os “Sistemas de rochas” e os intervalos de tempo nelas materializado; representam segmentos de tempo separados por intervalos não registados.


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• Unidades litológicas objectivas, possiveis de seguir e cartografar mediante

observações directas; • Agrupamentos de estratos separados de acordo com a sua situação no tempo

geológico. Necessidade de aumento de clareza na nomenclatura estratigráfica e o estudo das várias propriedades das rochas; classificação múltipla, levando em conta as diferentes características, propriedades ou atributos dos diferentes conjuntos de rochas. Valor relativo dos vários tipos de unidades usadas na classificação estratigráfica. Algumas têm apenas valor local, outras regional e poucas significado global. Critérios de classificação: litologia, mineralogia, composição química, propriedades eléctricas, radiactividade, expressão morfológica, ciclos sedimentares, descontinuidades importantes, conteúdo fossilífero, ambiente de deposição, tempo de origem, etc. Alguns autores, todavia, contestavam o conceito de classificações múltiplas paralelas contrapondo que, os sistemas de classificação envolvendo a litologia ou o conteúdo mineralógico, não podem ser postos em pé de igualdade com outros, interessados no tempo e na génese. Para estes estratígrafos, os sistemas de classificação baseados apenas em critérios de valor local ou regional devem ser tratados como parastratigráficos e auxiliares da verdadeira Estratigrafia, entendida como o estudo das relações de idade entre rochas, estabelecidas por correlação entre andares e/ou zonas usando métodos paleontológicos. Mas, quer se considerem igualmente importantes as diferentes classificações ou se subordinem umas às outras na base de critérios significativos (extensão geográfica, geocronologia), usando os outros sistemas de classificação apenas como auxiliares para atingir o fim último da Estratigrafia — estabelecimento de escala geocronológica universal para a evolução da crosta terrestre — o sistema múltiplo é, actualmente, uma necessidade e imprescindível. Principais tipos de unidades estratigráficas:

• unidades objectivas

- litostratigráficas (Grupo, Formação, Membro) — baseadas na litologia - biostratigráficas (Biozonas) — baseadas no conteúdo fossilífero - cronostratigráficas (Eonotema, Eratema, Sistema, Série, Andar) —

baseadas nas relações de idade (conjuntos de rochas formadas durante dado intervalo de tempo);


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• unidades abstractas, temporais

- geocronológicas (Eon, Era, Periodo, Época, Idade) — tempo correspondente às unidades cronostratigráficas

- biocronológicas — tempo correspondente às unidades biostratigráficas.

Outras unidades estratigráficas: - unidades litodémicas [Conjunto (“Suite”), Litodema, Zonas] — baseadas na

litologia e constituídas por corpos líticos que não respeitam o princípio da sobreposição (rochas ígneas, metamórficas ou sedimentares muito deformadas);

- unidades magnetostratigráficas — baseadas na polaridade magnética; - unidades alostratigráficas — conjuntos líticos separados por

descontinuidades (sintemas, subdivisão em intertemas; sequências); - unidades tectono-sedimentares — conjuntos líticos depositados com

controlo tectónico (episódios orogénicos, ciclos epirogénicos, variações eustáticas do nível do mar);

- unidades pedostratigráficas — paleossolos; - unidades baseadas nas propriedades eléctricas, sísmicas, minerais

pesados, etc. (Zonas). Recordamos que a classificação estratigráfica se prende, prioritariamente, com a sucessão de rochas terrestres; contudo, em muitos locais, o registo litológico está longe de completo ou de contínuo. É, com frequência, interrompido por inúmeros diastemas, descontinuidades, superfícies de erosão, que são, em si mesmos, parte integrante da Estratigrafia; representam intervalos perdidos, não registados, da história da Terra. Na maioria dos casos, estes intervalos têm valor local ou regional podendo ser preenchidos por dados obtidos noutros locais. Representam, de qualquer modo, fenómenos de não deposição, de erosão ou de acções tectónicas com as quais a Estratigrafia se preocupa, e procura interpretar de modo a melhorar, a reconstituir a história geológica de cada região, e em geral de toda aTerra. A DIMENSÃO “TEMPO” EM GEOLOGIA Um dos aspectos fundamentais da geologia é o de compreender os efeitos dos processos físicos, químicos e biológicos e as suas interacções no momento actual e, a partir daí, inferir o desenvolvimento histórico do planeta.


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O estado actual da Terra é producto da sua evolução. Não se pode discutir, ou mesmo pensar, nos processos históricos sem haver um padrão qualquer de tempo. No caso da evolução da crosta devemos, pelo menos, ser capazes de ordenar os acontecimentos que se deram no fluxo de tempo geológico em termos de antes, depois, e contemporaneidade. Este tipo de ordenamento no tempo é útil por facilitar a linguagem e permitir dar nomes a intervalos de tempo. A duração dos fenómenos é, todavia, difícil de estabelecer. Pode ser entendida como um lapso de tempo ou um intervalo temporal entre dois acontecimentos. A duração de um fenómeno não pode ser avaliada se não se dispuser de um termo de comparação entre dois ou mais acontecimentos que sirvam de padrão. A comparação permite, assim, avaliar a duração do acontecimento. É muito díficil obter uma medida desse tempo. Relativamente à simultaneidade de acontecimentos, será possivel, em Estratigrafia, avaliar se dois acontecimentos se deram ao mesmo tempo (sincronismo)? Para fenómenos que se desenrolaram no mesmo local o problema é, em regra, fácil de resolver; muitas vezes podemos avaliar, ou perceber, pequenas diferenças no desenrolar dos acontecimentos. Quando se comparam acontecimentos que decorreram em locais diferentes a resposta é bastante mais díficil. Limitamo-nos a tentar estabelecer correlação entre os registos desses acontecimentos. Ao tempo junta-se o espaço geográfico que, juntos, constituem um dos aspectos fundamentais da Estratigrafia actual. Percepção humana do tempo. Ritmos de vida (alternância do dia e da noite, das estações do ano, colheitas de cereais, vida e morte). Ordenamento dos acontecimentos no tempo (antes, depois, simultaneidade, duração). O tempo geológico como sequência cronológica baseada na sobreposição de estratos e sucessão de biota. O tempo baseado nos ciclos naturais, rotação e translação da Terra, é mais concreto do que a realidade. O tempo é imaterial. Não se vê, não se sente nem se percebe por qualquer sentido ou por qualquer outra forma directa; não se pode separar o tempo da sua passagem. Não se podem comparar intervalos de tempo. O tempo é contínuo, corre, conforme o senso comum, mais depressa ou mais devagar de acordo com o interesse e idade das pessoas. Do ponto de vista histórico não é possível estabelecer o sincronismo de acontecimentos muito distantes. A idade da pedra, para os arqueólogos, já terminou há alguns milhares de anos mas ainda existem culturas a esse nível em vários pontos da Terra. Na calibração do tempo é importante o estabelecimento da sucessão de acontecimentos no tempo. É a base do conceito de evolução. Não se tiram os acontecimentos individuais do seu significado histórico se eles começam e terminam


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em tempos diferentes em locais diversos enquanto a sua posição relativa no tempo for comparável. O conceito de tempo geológico começou como uma sequência cronológica baseada na sobreposição de estratos e sucessão de biota, muito antes de termos qualquer forma de calibrar o tempo representado por essas sequências. Mas como medir o tempo? As medidas foram, em regra, feitas levando em conta movimentos da Terra, Sol e Lua. Todavia, os dias do Devónico, eram, segundo se pode demonstrar pelas leis da Física, substancialmente mais longos do que actualmente enquanto a duração dos anos pouco terá mudado. Assim, o conceito de um fluxo constante de tempo não é evidente bem como a forma de o medir. A velocidade da luz, a oscilação de cristais e os periodos de vida média de elementos radiactivos são, normalmente, tidos como constantes. A escala de tempo atómico é uniforme e suficiente para separar fenómenos ocorridos com intervalos de 10-6 segundo. Para alguns físicos o Universo pode ser descrito usando diferentes escalas de tempo. Usando o conceito clássico de tempo sideral, a origem do universo está num passado infinitamente distante, enquanto, segundo o conceito relativista, envolvendo apenas a velocidade da luz, o universo teve um ínicio. O tempo clássico está, assim, atrasado relativamente ao tempo atómico. Uma Terra com 4,65x109 anos atómicos é, todavia, imensamente mais velha em anos clássicos. Medida do tempo; fenómenos naturais e o seu significado temporal aplicado à Estratigrafia. Fenómenos contínuos irreversíveis; contínuos reversíveis ou repetitivos; descontínuos repetitivos e instantâneos repetitivos. Exemplos: possibilidade de utilização como indicadores temporais em Estratigrafia. Problemática de aplicação aos tempos Pré-Fanerozóicos e Fanerozóicos. Sistemas de rochas e Periodos de tempo correspondentes. A biostratigrafia como elemento indispensável de aproximação aos Periodos e seu significado global. PRINCÍPIOS FUNDAMENTAIS DA ESTRATIGRAFIA Princípio do uniformitarismo (actualismo) O presente é a chave do passado.


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Problemática, dificuldades de aplicação numa Terra em evolução permanente: mudanças na composição da atmosfera e da água dos oceanos; deriva continental e expansão oceânica, variação na velocidade de rotação da Terra e suas implicações na dinâmica da circulação atmosférica e nas zonas climáticas; variação do campo magnético e intervenção de fenómenos cósmicos; evolução nas condições de vida de alguns organismos. Princípio da sobreposição Em condições normais, toda a camada sobreposta a outra é mais moderna do que ela. Principais excepções: terraços, filões camadas, depósitos enchendo cavidades cársicas, deformações tectónicas. Necessidade de recorrer a critérios de polaridade:

• organismos em posicão de vida • marcas de raízes • icnofósseis • granotriagem • figuras geopéticas • figuras sedimentares • análise microtectónica.

Princípio da continuidade lateral Uma camada tem a mesma idade em todos os seus pontos, o que implica que os limites inferior e superior de uma camada representam superfícies isócronas. Importante por permitir correlacionar observações praticadas em locais diferentes; completa o princípio da sobreposição na medida em que possibilita a extensão lateral das observações na mesma bacia sedimentar. Dificuldades de aplicação, sobretudo em regiões de climas húmidos ou muito urbanizadas. Válido à escala local, às vezes regional. Como reconhecer a mesma camada em diferentes locais? Muitas vezes foram tomadas por sincrónicos estratos semelhantes do ponto de vista litológico mas, na verdade, com idades diferentes. Caso clássico é o dos “Old Red Sandstones” devónicos e dos “New Red Sandstones” Pérmicos. Houve convergência de condições de formação com resultados sedimentológicos muito semelhantes. É, portanto necessário recorrer a outros critérios . Princípio da identidade paleontológica


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Os estratos com o mesmo conteúdo fossilífero são da mesma idade. Os fósseis estratigráficos ou “bons fósseis” ou ‘’fósseis característicos”, caracterizados por:

• rápida evolução,ou seja,curta longevidade; • vasta repartição geográfica; • ocorrência frequente; • identificação simples.

Limitações e problemas inerentes à distribuição dos seres vivos. Factores condicionantes: temperatura, profundidade, salinidade, correntes, tipos de fundo, factores geográficos. Distribuições antiequatoriais (distribuição descontinua de organismos marinhos próprios de águas frias de um e de outro lado da zona equatorial por impossibilidade de atravessar águas quentes) e anfitropicais (distribuição descontinua devido a causas paleogeográficas - "tubarão serra" presente apenas nos extremos da antiga área de dispersão que abrangia toda a Mesogeia). O uso de formas planctónicas (foraminíferos - esqueleto carbonatado, águas quentes; radiolários - esqueleto silicioso, águas frias; dinoflagelados, nanoplancton) e problemas da sua distribuição ligados com a temperatura da água e a estabilidade química dos esqueletos. O uso de organismos continentais (pequenos mamíferos) na datação de unidades marinhas litorais; exemplos do Miocénico da região de Lisboa. Províncias paleobiogeográficas: território vasto caracterizado por um conjunto faunístico ou florístico. Reconstituições utilizando os esquemas da tectónica de placas. Princípio da intersecção Toda a unidade geológica que intersecta outra é-lhe posterior. Aplicação a falhas, filões, superficies de erosão, batólitos ígneos. Princípio da inclusão Se um clasto de uma rocha A está incluído noutra rocha B então a rocha B é mais moderna do que a A. Aplicação a conglomerados e brechas. SEDIMENTAÇÃO E ESTRATIGRAFIA O TEMPO E OS MECANISMOS DE SEDIMENTAÇÃO


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Lei de Walther (1894) ou da correlação de fácies: as fácies sobrepostas numa

série geológica existiam justapostas na paisagem no momento do seu depósito.

As fácies que ocorrem sobrepostas verticalmente em continuidade, também

existem lateralmente.

Representa uma relação entre evolução no tempo e variação no espaço. Implica

uma diversidade de fácies no espaço e uma permanência no tempo das condições de

sedimentação.

Consequências: a sobreposição dos meios de deposição resulta da sua

migração progressiva no decurso dos processos de transgressão e de regressão; as

linhas de “igual-fácies” ou de isofácies são oblíquas às linhas de tempo, a idade de

qualquer camada ou Formação muda de ponto para ponto.

Análise dos mecanismos de sedimentacão:

• acreção vertical - linhas de isofácies paralelas às linhas de tempo à escala

da sequência elementar;

• acreção lateral - linhas de tempo oblíquas às linhas de isofácies; à escala

da megassequência as linhas de tempo e as de isofácies são quase

paralelas;

• redistribuição subaquática - as linhas de isofácies são oblíquas às linhas de

tempo.

Marcadores temporais em sedimentologia:

• descontinuidades maiores

• pontos de inversão de bissequências

• transgressões eustáticas.

DESCONTINUIDADES SEDIMENTARES E TIPOS DE CONTACTOS ENTRE UNIDADES LITOLÓGICAS Mesmo quando uma sucessão litológica é homogénea, continua, quase nunca representa uma acumulação ininterrupta de sedimentos. As descontinuidades são quase sempre perceptíveis ainda que com valor muito diferente (ausência de depósito, erosão, dissolução diagenética, etc.) e com materialização muito diferente (simples


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junta de estratificação, superfície de ravinamento, mudança litológica, discordância angular, etc.). Classificação das descontinuidades:

• Descontinuidades sedimentares descontinuidades entre duas lâminas correspondentes a marés sucessivas.

Correspondem a um intervalo de tempo muito curto. A extensão é métrica a decamétrica. Podem corresponder a simples ausência de deposição (discontinuidade passiva) ou a destruição parcial ou total da lâmina anterior (descontinuidade erosiva).

• Descontinuidades estratigráficas Quando duas unidades são separadas por um intervalo de tempo

considerável diz-se que há descontinuidade estratigráfica (ausência de uma biozona, p. ex.). Muitas vezes esta lacuna estende-se por dezenas de quilómetros.

• Descontinuidades diastróficas Quando à ausência de determinada unidade geológica se junta deformação

tectónica (discordância angular).

Manifestações das descontinuidades. Contacto entre unidades litológicas:

• estratigráfico normal • concordante

Sempre que há continuidade entre unidades sucessivas. • paraconformidade

Não há diferença de atitude entre unidades sobrepostas ainda que, às vezes, faltem diversos conjuntos líticos; é comum faltarem depósitos correspondentes a vários milhões de anos (ex: contacto entre o Cretácico inferior e o Miocénico inferior na praia do Canavial, Lagos).

• intrusivo Quando um corpo ígneo atravessa outros corpos líticos. • discordante

• não conformidade ou discordância heterolítica Contacto entre um conjunto sedimentar e um corpo ígneo ou conjunto

metamórfico mais antigo.


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• disconformidade As camadas são paralelas de um e de outro lado da superfície mas

esta não é conforme com a estratificação • discordância progressiva

Quando os diversos níveis vão fazendo ângulos progressivamente diferentes com o substrato.

• discordância angular As inclinações do conjunto inferior e superior são diferentes, fazendo

um ângulo entre si. • mecânico

• falha • deslizamento.

Relativamente à forma como os depósitos sedimentares se dispõem sobre o substrato fala-se de:

• recobrimento transgressivo (“onlap”) Quando as camadas sedimentares se estendem, progressivamente,

para o exterior da bacia, cada camada ultrapassando a precedente que se vai biselando.

• recobrimento regressivo (“offlap”) Quando as camadas sedimentares se vão retraindo, progressivamente,

afastando-se do bordo da bacia. A duração correspondente à ausência de depósitos pode ter valores muito diferentes:

• hiato quando a duração é muito curta (às vezes é utilizado em sentido lato,

sempre que se detecta ausência de deposição). • diastema corresponde a uma interrupção curta, sem modificação nas condições

de sedimentação (coincide, aproximadamente com junta de estratificação).

• Lacuna quando a duração é apreciável e pode ser avaliada

biostratigraficamente (lacuna de uma biozona, p. ex.).


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FÁCIES O termo fácies deriva do latim, facia ou facies, que significa aparência externa, aspecto. Foi introduzido na Geologia por Nicholaus Steno em 1669, mas apenas em 1883, Amanz Gressly, lhe dá o uso estratigráfico actual. O Código Estratigráfico Internacional define Fácies como o aspecto, a natureza ou a manifestação de carácter, normalmente reflectindo condições de génese, de camadas de rochas ou de constituintes específicos de camadas de rochas, independentemente do tempo de origem. O conceito tem sido bastante alargado: litofácies, biofácies, fácies mineralógica, fácies marinha, fácies vulcânica, fácies boreais, etc. Outras especialidades, para além da Estratigrafia, têm usado o termo: fácies metamórfica, fácies ígnea; fácies tectónica. Em Estratigrafia s.s. o termo tem sido usado com os seguintes significados: aparência de um corpo rochoso; composição ou natureza actual de um corpo rochoso; o corpo lítico em si mesmo, identificado pelo seu aspecto ou composição; o ambiente em que corpo lítico se formou. Em regra o termo fácies é usado para caracterizar as rochas de um dado ambiente. Assim, um terreno metamórfico com numerosos tipos líticos pode ser cartografado como uma só fácies metamórfica se admitirmos que todas as rochas se formaram nas mesmas condições de pressão e temperatura. Do mesmo modo, as fácies sedimentares podem agrupar diferentes litologias partindo do princípio que os diferentes tipos litológicos representam vários sub-ambientes de um ambiente sedimentar que pode ser bem caracterizado (p. ex. fácies lagunar). Segundo Weller (1960) fácies pode ser aceite como referindo-se a rochas ou a sedimentos, aos seus aspectos, composição ou ambientes de génese. Elementos característicos das rochas envolvidos no conceito de fácies:

• litológicos: petrografia, estrutura (figuras sedimentares), composição química • paleontológicos: fósseis indicadores de ambientes ou “fósseis de fácies”, fósseis

com significado cronológico ou “fósseis estratigráficos ou, ainda, “bons fósseis”.

Litofácies e biofácies. Classificação das fácies segundo Weller (1960) Fácies litológicas (hierarquia)


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Litótopo — a unidade de hierarquia mais baixa; é uma área caracterizada por um ambiente de deposição uniforme. É um conceito bidimensional, falta-lhe a dimensão vertical. As rochas formadas na área de um litótopo constituem um litostroma. Um litostroma é o registo de um litótopo e constitui uma camada ou camadas com características uniformes Litosomas — corpos líticos caracterizados por atributos litológicos específicos, representando as rochas formadas em determinado ambiente sedimentar em determinada região e em dado intervalo de tempo. O limite lateral, normalmente, interdigita-se com fácies vizinhas. Normalmente designa-se por litosoma qualquer corpo tridimensional de rochas com litologia uniforme. Classificação dos litosomas segundo Krynine:

• manto (“blanket”) relação largura/espessura maior que 1000 para 1; • litosoma tabular (“tabular”) relação entre 50 para 1 e 1000 para 1; • prisma (“prism”) entre 5 para 1 e 50 para 1; • “shoestring” menos de 5 para 1.

Podem, igualmente, considerar-se biosomas e biostromas para corpos litícos tridimensionais caracterizados por terem conteúdo biológico uniforme. Fácies 2 — grupo de litosomas adjacentes ou contíguos (vertical e/ou lateralmente) que, no todo, constituam um corpo lítico único Fácies 1 — todas as rochas de determinado tipo, independentemente da sua forma, idade ou ocorrência geográfica (p. ex. todas as camadas vermelhas constituem uma fácies de tipo 1). Classificação geral (Weller, 1960): Tipo I (fácies petrográficas) — fácies definidas com base no aspecto ou composição petrográfica.

• Classe 1 — fácies generalizadas constituídas por todas as rochas de

determinado tipo. • Classe 2 — fácies constituídas por corpos de rochas com forma, extensão

e relações mútuas indefinidas.


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Tipo II (fácies estratigráficas) — corpos líticos, com forma variada, com composição característica e separados de outros pelas suas relações tri-dimensionais (limites e relações estratigráficas).

• Classe 1 — corresponde às unidades litostratigráficas convencionais

(Formação, etc.), distintas verticalmente; os limites entre fácies adjacentes são planos horizontais e as relações laterais são indefinidads.

• Classe 2 — correspondem a partes de uma unidade estratigráfica, variam lateralmente de modo gradual, os limites verticais são planos bem definidos.

• Classe 3 — correspondem a partes de uma unidade estratigráfica com limites laterais irregulares, interdigitando-se com fácies vizinhas (litosomas).

Frequentemente, estas três classes de fácies estratigráficas passam, gradualmente, de umas às outras. Tipo III (fácies ambientais) — fácies definidas com base no ambiente de génese dos corpos líticos. O ambiente é tomado em sentido amplo: litológico (nomeadamente sedimentológico) biológico, tectónico, etc. Este tipo de fácies é o que mais se aproxima da definição clássica baseada no aspecto, ou características de uma dada rocha.

Classificação descritiva das litofácies segundo Miall (1978) e Fritz & Harrison (1985)

Código Litofácies Estruturas

sedimentares Interpretação

Gms Conglomerado suportado pela matriz ("matrix supported")

gradação ou maciço

depósitos de barras longitudinais embrionárias, dep. de "debris flow"

Gmu Conglomerado suportado pelos clastos ("clast supported")

estratificação horizontal com ou sem imbricação

depósitos de "debris flow"

Gm Conglomerados maciços estratificação horizontal e

imbricação depósitos de "lag", ou de barras longitudinais

Gt Conglomerados estratificados

est. cuzada em ventre enchimento de pequenos canais

Gp Conglomerados estratificados

est. cuzada planar dep. de acreção frontal ou lateral em barras

St Arenitos médios a muito grosseiros às vezes cascalhentos

est. cruzada em ventre

dunas de areia de baixo regime de fluxo

Sp Arenitos médios a muito grosseiros às vezes cascalhentos

est. cruzada planar

barras transversais ou linguoides, dunas de areia de baixo regime de fluxo

Sr

Arenitos finos

''ripples'' "ripples" de baixo regime de fluxo

Sh

Arenitos muito finos a médios

laminação plana fluxo planar de baixo e/ou alto regime


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Sl Arenitos finos

est. cruzada de baixo ângulo (menos de 10°)

antidunas, canais de inundação ("crevasse splays")

Sm Arenitos médios a finos às vezes bioturbados

maciço dep. de inundação ou de alagamento

Fh

Pelitos,Siltitos, lodos

estratificação horizontal fluxo planar, tapetes tractivos

Fl Siltitos - arenitos às vezes bioturbados

laminação fina, "ripples muito pequenas"

dep. de inundação ou de alagamento

Fm

Lodos, Siltitos às vezes bioturbados

maciço, com fendas de dessecacão

dep. de inundação em rápido decréscimo energético

Fsc Siltito argiloso às vezes bioturbado

laminado a maciço

depósitos de alagamento

Fcf

lodos maciço com moluscos de água doce

dep. de pantanos

C Carvão, argilas carbonosas paleossolos, restos de

plantas dep. de pantanos ou lacustres

La

argilo-siltito laminação com "ripples" ou fortemente biotllrhada

dep. de decantação (lacustres)

P Carbonatos características de solos solo

R

Superfície erosiva de 3a ordem com depósito, às vezes ferruginosa, manganesífera ou com intraclastos

forma côncava, irregular

base de uma sequência básica aluvial

EVOLUÇÃO DAS FÁCIES NO TEMPO — ANÁLISE SEQUÊNCIAL Organização vertical das fácies. Noção de sequência: conjunto de termos litológicos articulados verticalmente e que se sobrepõem sem interrupção (em continuidade) sedimentar maior. Tipos de sequências e escala de análise. A classificação de J. REY:

• sequências unidade ou de 1ª ordem — à escala do folheto ou do banco • sequências elementares ou de 2ª ordem — à escala do conjunto de bancos • mesosequências ou de 3ª ordem — à escala da Formação • megasequências ou de 4ª ordem — à escala do Grupo;

e de J. DELFAUD: • sequências unidade — à escala do folheto; 0,1-0,5cm de espessura • sequências elementares — à escala do banco; 20cm a 1m de espessura • ritmo — à escala do Membro de uma Formação; 2-20m de espessura • ritmo de 2a ordem — à escala da Formação; 30-150m de espessura • grande ritmo — à escala do Grupo; 200 - 600m de espessura • ritmo maior — à escala do ciclo sedimentar; 1 000-2 000m de espessura • megaritmo — à escala do ciclo tectónico; 2 000-10 000m de espessura.


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• Sequências positivas: com evolução dos depósitos desde os detríticos grosseiros (resistatos) aos precipitados químicos (precipitatos e/ou evaporatos). • Sequências negativas: evolução em sentido inverso. • Sequências de processo químico. • Sequências de processo granulométrico. • Ritmos (A-B-C-D); estado final e o mais afastado do estado inicial. • Ciclos (A-B-C-B-A); estado final igual ao estado inicial. Séries virtuais locais e construção da curva litológica. Exemplos a partir de

casos portugueses. Sucessões

• autocíclicas: controladas por processos que têm lugar na própria bacia sedimentar e

em que as camadas estão em continuidade;

• alocíclicas: provocados por variações externas à bacia sedimentar, por exemplo,

mudanças climáticas, movimentos tectónicos, variações eustáticas do nível do

mar. As variações alocíclicas podem estender-se por longas distâncias e mesmo

afectar diferentes bacias sedimentares. Algumas das variaões alocíclicas

parecem estar relacionadas com variações na órbita terrestre [precessão -

mudanças na posição dos polos terrestres com periodos de 19 000 e 23 000

anos; obliquidade (inclinação) do eixo, com periodos de 41 000 anos; mudanças

na configuração do trajecto de translação (de quase circular a elíptico) -

excentricidade, com dois ciclos: um variando entre 95 000 a 136 000 anos e outro

com cerca de 413 000 anos. Estas variações no comportamento da órbita

terrestre (ciclos de Milankovich) induzem mudanças cimáticas (com

periodicidades que vão de cerca de 20 000 anos a mais de 400 000 anos) que

inluenciam as condições de sedimentação.

EVOLUÇÃO DAS FÁCIES NO ESPAÇO — PALEOGEOGRAFIA Variações laterais de fácies.

• Zonas isópicas: regiões de uma dada bacia sedimentar com igual fácies em dado momento.

• Zonas heterópicas: o inverso de zonas isópicas. Cartas de fácies por definição das zonas isópicas; interpretação à luz do principio do uniformitarismo. Cartas de isopacas e de isobatas; interpretação em termos de reconstituições paleogeográficas.


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Influência de fenómenos tectónicos. Condicionamento estrutural da sedimentação. Exemplos portugueses. Cartas palinspásticas. Análise sumária dos métodos da paleogeografia:

• paleotemperaturas - composição isotópica do oxigénio • composição isotópica dos carbonatos • elementos em traço nos carbonatos • composição mineralógica das argilas • distribuição dos minerais pesados, incluindo a tipologia das populações de

zircão • exoscopia dos grãos de quartzo • paleoecologia • paleobiogeografia

Sínteses paleogeográficas; exemplos. ESTRATIGRAFIA DE ACONTECIMENTOS O estratigrafo procura encontrar marcas de acontecimentos particulares na história da Terra. Se eles forem globais podem, eventualmente, servir para traçar um limite (p. ex. passagem da atmosfera redutora a oxigenada por volta de 2 000 Ma). A análise sedimentológica, geoquímica e geofísica dos depósitos sedimentares permite verificar a existência de modificações que, em regra, podem ser atribuídas a acontecimentos. Distinguem-se:

• Acontecimentos biológicos — relacionados com a evolução. Aparição e

desaparecimento de seres vivos. • Acontecimentos magnéticos — inversões de polaridade magnética. • Acontecimentos químicos — modificações nas relações isotópicas (18O/16O e

13C/14C) e variação nos teores de elementos vestigiais (Sr, B e Mn). medidas nas conchas de organismos; parecem ter valor global em ambientes oceânicos.

• Acontecimentos sedimentológicos — sedimentação lenta ou muito rápida. A sedimentação lenta pode afectar áreas vastas durante muito tempo. Os acontecimentos ficam registados sob a forma de sequências ou de ciclos dependentes de factores climáticos e de variações eustáticas bem como da productividade das águas de superfície, elementos que controlam a taxa de


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sedimentação e a profundidade da zona de compensação dos carbonatos (CCD).

A sedimentação muito rápida é composta, normalmente, por unidades detríticas resultantes de processos gravíticos, como, p. ex., os turbiditos.

• Acontecimentos climáticos — devidos a variações de temperatura, nebulosidade, agitação e que se refletem na geoquímica (variações nas relações isotópicas do oxigénio), inundações, tempestades e furacões.

Exceptuando as acções climáticas brutais, as variações de temperatura à escala do globo são progressivas e diacrónicas o que limita o seu interesse como factor de correlação.

O registo das inundações tende a ser apagado por erosão continental. O efeito das tempestades pode ficar registado nos sedimentos como nos

chamados tempestitos com estratificação entrecruzada e mamelonada, ou produzir erosão brutal nas praias.

• Acontecimentos vulcânicos — muito importantes como fenómenos instantâneos e com registo a larga distância (tefrostratigrafia). São assinalados por piroclastitos, depósitos de cinzas que se podem alterar em caulinites ou em bentonites potássicas e por minerais como a augite acicular e zircões vulcânicos.

• Acontecimentos sísmicos — "tsunamis" que podem também ser provocados por erupções vulcânicas violentas, e movimentação nos sedimentos às vezes de difícil compreensão.

• Acontecimentos tectónicos — condicionados por variações na taxa de expansão oceânica e que condicionam as variações do nível do mar (transgressões e regressões). São lentos, diacrónicos, e actuam durante muito tempo.

• Acontecimentos cósmicos — utilizados para explicar grandes perturbações no registo estratigráfico (limite Cretácico-Terciário). Também as perturbações do movimento da Terra no sistema solar. Ciclos de Milankovitch e de Berger devidos à excentricidade da órbita terrestre com periodicidades 100 000 anos, 400 000 anos e 2 Ma, às variações da obliquidade do eixo de rotação (41 000 anos) e à precessão dos equinócios (23 000 e 19 000 anos). Quando estes factores convergem provocam o arrefecimento da Terra (glaciações); próxima convergência dentro de 7 000 anos.

A duração dos acontecimentos estratigráficos pode variar desde o segundo ao milhão de anos:

• segundos - laminito, impacto de um meteorito;


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• minutos - leito mamelonado de tempestito; • horas - tempestito, turbidito, tsunamito; • dias - piroclastito; • semanas - inundito; • 1 ano - varva; • 102 a 103 anos - 1 cm de depósito pelágico (periodito); • 103 a 105 anos inversões magnéticas, teor em iridio, regressões e

transgressões; • 105 a 106 anos mudanças climáticas, modificações das relações isotópicas

de oxigénio e de carbono, extinções e aparições biológicas, equilíbrios intermitentes.

A frequência é, igualmente, muito variável:

• 1 ano - varvas, furacões; • 10 a 100 anos - grandes tempestades, turbiditos e inundações, erupções

paroxismais; • 102 a 104 anos - variações climáticas no Quaternário, correntes de turbidez e

inundações excepcionais; • 103 a 105 anos - correntes detríticas profundas, perioditos; • 105 a 107 anos - inversões magnéticas; • 106 a 108 anos queda de meteoritos gigantes (100m a 10Km de diâmetro).

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS UNIDADES LITOSTRATIGRÁFICAS Unidades litostratigráficas formais (designação em maiúscula):

• Grupo • Formação • Membro • Camada.

Unidades litostratigráficas não formais: • unidades de uso industrial • lingua, lentilha ou lentícula • recife • outras.


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UNIDADES LITOSTRATIGRÁFICAS FORMAIS As de que foi publicada definição contendo: nome; localização; descrição e características do cortes tipo; resenha histórica de estudos anteriores com verificação de eventual sinonímia, prioridades e duplicações; inserção na geologia regional, com indicação da extensão geográfica, variações laterais de espessura, conteúdo fossilífero; limites; sempre que possivel condições de génese das rochas da unidade, e seu significado paleogeográfico; correlações com outras unidades; idade sempre que possivel; bibliografia. Grupo Conjunto de duas ou mais Formações contíguas e relacionadas pelos caracteres litológicos. Condições para o estabelecimento de um Grupo. Designação dos Grupos. Formação Unidade litostratigráfica formal básica; porção significativa da sucessão estratigráfica de dada região caracterizada ou distinta por:

• composição ou sucessão litológica própria; • separação litológica observável relativamente a outras unidades

adjacentes; • possibilidade de ser identificada e seguida tanto à superfície como no

subsolo; • ser cartografável.

Designação. Exemplos. Membros Conjuntos menores de estratos pertencentes a dada Formação. Exemplos. Camada Bancada, especialmente designada, de um cojunto estratificado de rochas litológicamente separável de outras contíguas. “Marker bed”. Exemplos.


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UNIDADES LITODÉMICAS Corpos de rochas, em regra intrusivas, muito deformadas e/ou metamórficas com características próprias. Normalmente não respeitam o princípio da sobreposição. Constituem as unidades no campo em regiões onde as rochas não apresentam planos de estratificação. A sua definição deve basear-se no conhecimento das suas variações verticais e laterais. Informalmente, são designadas por zonas (zona de contacto; zona pegmatítica, zona mineralizada). Os limites situam-se em zonas de mudança litológica (brusca ou gradual).

• Litodema - unidade básica; é definido como um corpo de rochas intrusivas, altamente deformadas e/ou metamórficas em regra não tabulares, com litologia homogénea. É cartografável tanto à superfície como no sub-solo (do ponto de vista hierárquico e cartográfico é equivalente à Formação).

Os litodemas são divididos ou agrupados informalmente em:

— Conjunto (“Suite”) - é constituído por dois ou mais litodemas do mesmo tipo (rochas plutónicas, metamórficas) (à semelhança do Grupo).

— Super-conjunto (“Super suite”) - tem hierarquia superior ao conjunto; compreende dois ou mais conjuntos ou complexos com relações mútuas (equivalente ao Super Grupo).

— Complexo - agrupamento ou mistura de rochas de dois ou mais tipos diferentes (igneas, metamórficas, ...) com estrutura complicada.

Os nomes das unidades litodémicas são compostos por um termo de designação geográfica e outro de litologia UNIDADES PEDOSTRATIGRÁFICAS Corpos de rochas constituídos por um ou mais horizontes pedológicos e que ocorrem numa ou mais unidades litostratigráficas, alostratigráfica ou litodémica e que são sobrepostos por uma ou mais unidades litostratigráficas ou alostratigráficas definidas formalmente. Representam corpos tridimensionais de rochas constituíndo um ou mais horizontes pedológicos diferenciados.


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Difere de outras unidades estratigráficas por constituír o producto de alteração superficial de unidades mais antigas através de processos pedológico. A unidade fundamental é o geossolo. A designação é composta por um termo geográfico combinado com a designação de geossolo. UNIDADES ALOSTRATIGRÁFICAS São constituídas por corpos estratiformes, cartografáveis, de rochas sedimentares definidos e identificáveis com base nos limites feitos através de superfícies de descontinuidade. Podem definir-se em conjuntos litológicamente homogéneos mas com superfícies internas de descontinuidades. As características internas (litologia, paleontologia) podem variar vertical e/ou lateralmente. Os limites devem ser cartografáveis. Devem ser definidas uma região e um corte tipo. Em certas situações podem ser confundidas e/ou designadas como unidades tectono-sedimentares (UTS). As unidades alostratigráficas estão organizadas hierarquicamente:

• Alogrupo • Aloformação • Alomembro.

A Aloformação é a unidade fundamental. Pode ser total ou parcialmente

subdividida em Alomembros ou podem ser associadas em Alogrupos.

As unidades alostratigráficas são designadas do mesmo modo que as unidades

listostratigráficas.

OUTRAS UNIDADES DE TIPO LITOLÓGICO Unidades não formais Unidades líticas que pelas características não podem ser definidas como unidades formais. Exemplos. • depósitos de vertente • olistostromas • olistólitos • diapiros


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• sequências litostratigráficas • zonas de: - minerais pesados - residuos insolúveis - registo eléctrico - radioactividade - velocidade do som. Unidades de uso industrial corpos líticos reconhecidos para fins industriais; aquíferos, areias petrolíferas,

pedras ornamentais, depósitos minerais.

Linguas, lentilhas ou lentículas Em regra, apenas designam formas geométricas especiais de Membros ou de

Formações. Corpos rochosos em forma de lente biconvexa ou plano-convexa com

litologia diferente das rochas encaixantes.

Recife Massas de carbonatos bioconstruídos por coraliários, algas e/ou outros

organismos sedentários. Pode equivaler a uma Formação ou estender-se a duas ou

mais.

UNIDADES MAGNETOSTRATIGRÁFICAS Corpo de rochas com as mesmas propriedades de magnetismo remanescente e distintas das dos corpos vizinhos. O prefixo magneto é usado com um termo apropriado para designar o tipo de magnetismo remanescente utilizado para definir a unidade (magneto-intensidade;


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magneto-variação-secular). — Unidades de polaridade magnética - conjuntos de rochas unificados por terem a mesma polaridade magnética e diferente da das rochas adjacentes. Deve designar-se um estratotipo e os seus limites devem ser definidos utilizando unidades litostratigráficas e/ou biostratigráficas conhecidas. As unidades de polaridade magnética assemelham-se às litostratigráficas e biostratigráficas por serem definidas com base em determinada propriedade mas diferem pelos seus limites serem sincrónicos. A unidade básica é a zona que pode ser definida como o conjunto de rochas com a mesma polaridade magnética. O nome da zona de polaridade magnética resulta da junção de um nome geográfico a zona de polaridade magnética; pode juntar-se os termos “normal”, “inversa” ou “mista”. UNIDADES BIOSTRATIGRÁFICAS Resultam da organização dos corpos líticos, em unidades, especialmente designadas, baseadas no conteúdo e distribuição dos fósseis. Diferenças relativamente a outras unidades: basearem-se na distribuição muito

irregular dos fósseis nos sedimentos, e revelarem mudanças evolutivas significativas

ao longo do tempo geológico.

Problemática da distribuição e ocorrência de associações de fósseis.

Relações entre comunidades vivas e associações mortas. Remeximentos e

introdução de fósseis em unidades líticas mais antigas.

Séries condensadas e as misturas ou associações de fósseis de idade e/ou

ambientes diferentes no mesmo nível.

Biozonas, intrazonas e interzonas estéreis. Significado das biozonas.

Bio-horizontes; significado temporal.

Tipos de biozonas:

• Zonas de conjunto ou cenozonas • Zonas de extensão vertical - Zona de extensão vertical simples - Zona de extensão vertical composta ou concomitante - Zona de Oppel - Filozona • Zona de acme ou de apogeu


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• Zona de intervalo.

Zonas de conjunto ou cenozonas Conjunto de camadas em que o conteúdo de fósseis, tomados na globalidade,

constituem um conjunto natural que o distingue do de camadas adjacentes. Podem

fundamentar-se em qualquer tipo de fósseis que supostamente viveram, morreram ou

se acumularam em conjunto. Dificuldades de interpretação derivadas dos fenómenos

de tafonomia, de remeximentos, de transporte, da destruição diagenética dos fósseis e

outras. Significado ambiental das associações e recorrência no tempo. O uso de

formas planctónicas. As cenozonas essencialmente úteis como indicadoras de

ambientes e no estabelecimento de correlações; pouco significado temporal. Limites,

marcados nos extremos de ocorrência do conjunto característico. Designação a partir

de dois ou mais dos fósseis significativos constituintes.

Zonas de extensão vertical ou acrozonas Conjunto de estratos representativo da distribuição, espacial e temporal, total de

ocorrência de qualquer unidade taxonómica seleccionada do conjunto de formas de

uma sequência estratigráfica.

Zonas de extensão vertical simples

Conjunto de estratos representativos da totalidade de ocorrência, vertical e

horizontal, dos fósseis de dado taxon. Bom significado temporal e, eventualmente,

paleoecológico. Limites, marcados pelos biohorizontes (sensu HEDBERG, 1979)

extremos de ocorrência do taxon definidor.

Topozonas ou zonas de extensão vertical local.

Exemplos . Zona de Oppel Conjuntos de estratos caracterizados por conterem uma associação, ou um

conjunto de taxones seleccionados, com distribuição vertical e horizontal restricta e

com sobreposição elevada escolhidos como indicadores de contemporaneidade

aproximada.


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Nem todos os táxones considerados na definição precisam estar presentes para

que a zona seja definida. Limites, são os de ocorrência do conjunto taxonómico

característico da zona. Designação, a partir do nome de um taxon definidor importante.

Aplicação restricta a uma província paleogeográfica.

Filozonas ou zonas filéticas Conjuntos de estratos que contêm espécimes representativos de um segmento de uma linha evolutiva marcada acima e abaixo por mudanças nas suas características. Excelente significado temporal. Fiabilidade no estabelecimento de correlações, sobretudo quando usados conjuntos de zonas em sobreposição baseadas em várias linhagens. Limites, são os de aparecimento e extinção ou transição da forma usada na definição. Designação, a partir do taxon índice ou deste juntamente com o de uma forma intermédia ou com a última da linhagem. Zonas de apogeu ou de acme Conjunto de estratos representativos do máximo desenvolvimento, ou acme (abundância, frequência), de um taxon. Dificuldade de caracterização. Significado temporal. Designação, a partir do taxon definidor. Exemplos. Zonas de intervalo Conjunto de estratos situados no intervalo entre dois horizontes (sensu HEDBERG, 1979). Limites, são os das primeiras e/ou últimas ocorrências de táxones diversos ou os limites de biozonas sucessivas. Designação, a partir dos nomes dos horizontes delimitadores ou do de um fóssil que ocorra na zona, embora não confinado a ela, ou ainda um simbolo numérico ou alfabético. Outros tipos de biozonas Baseadas na extensão de icnitos na transformação de comunidades, em mudanças morfológicas de organismos, etc. Biohorizontes 0s horizontes sensu autores anglo-saxões: superfície de separação de biozonas, (nível de aparição ou de extinção de um taxon). Os horizontes como subdivisões das


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biozonas (sensu autores franceses): unidade biostratigráfica elementar; conjunto de sedimentos contendo uma fauna homogénea e impossivel de maior subdivisão. Horizontes autocronológicos, baseados nos estados evolutivos sucessivos de uma mesma linha e em que as espécies se sucedem em continuidade perfeita. Significado temporal elevado. Horizontes alocronológicos, definidos pelo aparecimento brusco de taxones, por modificações ecológicas (limites heterócronos de região para região) ou pela chegada de imigrantes (limites isócronos à escala regional às vezes do continente). Exemplos. Escalas biostratigráficas Principais organismos utilizados em biostratigrafia nos ambientes marinhos e nos continentais. Exemplos. Elaboração de escalas estratigráficas regionais e globais. UNIDADES CRONOSTRATIGRÁFICAS Finalidades e objectivos da cronostratigrafia (classificação sistemática dos estratos em unidades correspondentes a intervalos temporais) determinação das relações temporais locais. estabelecimento de escala cronostratigráfica geral. Definição de unidade cronostratigráfica: conjunto de estratos representativo das rochas formadas durante determinado intervalo de tempo. Tipos de unidades cronostratigráficas e equivalentes geocronológicos por ordem (hierárquica decrescente):

Eonotema Eon Eratema Era Sistema Periodo Série Época Andar Idade Cronozona Crono.

Cronozonas


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Unidades constituídas por todas as rochas formadas durante o intervalo de tempo de ocorrência de dado fenómeno geológico, ou de formação de dado conjunto de estratos de rochas. Em regra correspodem à duração de uma biozona. Forma de caracterização das cronozonas: extensão temporal de uma unidade biostratigráfica ou litostratigráfica ou de qualquer outra propriedade dos estratos com significado temporal. Relações entre Biozona e Cronozona. Cronozona e Crono. Designação, a partir da unidade estratigráfica em que se baseiam. Andar e Idade O Andar como unidade base da cronostratigrafia pela sua amplitude e extensão geográfica global. Definicão de Andar como um conjunto de estratos contendo fósseis de organismos marinhos ou terrestres que representem um intervalo de tempo, à semelhança daquilo que hoje observamos à superfície da Terra. Corresponde a um estado da natureza no passado. Devem ser definidos num único corte com exposiçaõ total em continuidade, escolhido de preferência em unidades marinhas, mais favoráveis para o estabelecimento de correlações. Limites definidos dentro de sequências de sedimentação continua, preferentemente marinhas, e estabelecidos em horizontes de referência (limites de biozonas) isócronos. Em certas situações podem ser definidos através do estabelecimento de estratótipos de limites. A espessura pode variar de alguns metros a vários milhares e a duração pode ir de 2 a 10 Ma para os Andares clássicos. As Idades como intervalos de tempo correspondentes à deposição de um Andar. Designações devem ser baseadas em nomes geográficos (localidade tipo ou região tipo) acrescidos do sufixo “iano”. Exemplos. Série e Época As Séries como subdivisões dos Sistemas e agrupamentos de Andares. As Épocas como intervalos temporais de deposição das Séries. Limites coincidentes com os dos Andares extremos componentes. Duração média 15 Ma à excepção do Quaternário (2Ma para o Plistocénico e 0,01Ma para o Holocénico). Designação de Séries e Épocas a partir de um termo geográfico da região de definição.


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Exemplos. Sistema e Período Unidades cronostratigráficas de referência, à escala global, de largo uso e fácil reconhecimento. Duração entre 25 e 70 Ma (média 50 Ma) para o Fanerozóico (excepto para o Quaternário, ±2Ma). Limites coincidentes com os mais exteriores das Séries-Épocas constituintes. Designações baseadas na posição no “calendário” da História da Terra (Terciário, Quaternário) ou na litologia dominante na região tipo (Carbónico, Cretácico) ou, ainda, em termos geográficos (Pérmico, Devónico). Eratema e Era Categorias mais elevadas de unidades cronostratigráficas e geocronológicas,

constituídas, respectivamente, por vários Sistemas e Períodos adjacentes;

correspondem a mudanças maiores no desenvolvimento da vida na Terra.

Exemplos: Paleozóico = vida antiga; Mesozóico = vida intermédia; Cenozóico = vida recente. Eonotema e Eon Divisões maiores da História da Terra constituídas por, respectivamente, vários

Eratemas e Eras. Exemplos: Fanerozóico = vida evidente; Criptozóico= vida escondida;

Arqueozóico = vida mais antiga.

Subdivisão actual da história da Terra em: • Fanerozóico = vida evidente • Proterozóico = vida primitiva • Arcaico = tempos antigos • Hadaico = tempos mais antigos

ESCALA CRONOSTRATIGRÁFICA E GEOCRONOLÓGICA Apresentação e discussão do valor e significado das várias divisões.


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ESTRATÓTIPOS A definição das unidades estratigráficas e a necessidade da existência de modelos padronizados que sirvam de referência. Definição em lugar geográfico particular. Caracterização de unidades estratigráficas padronizáveis: litostratigráficas, Andares, limites estratigráficos e outras. Estratótipos simples e compostos. Características de um estratótipo Representação adequada da unidade que representa, sem hiatos ou descontinuidades; boa exposição desde a base até o topo; deve mostrar variações laterais de fácies. Descrição geológica e geográfica incluindo:

• localização geográfica • meios de acesso • espessura • litologia • paleontologia • mineralogia • estrutura • expressão morfológica.

Limites. Localidades tipo e áreas tipo. Tipos de estratótipos:

• Holostratótipo: estratótipo original definido pelo autor quando do estabelecimento de uma unidade ou de um limite;

• Parastratótipo: estratótipo suplementar utilizado pelo autor original para completar a definição original de um Holostratótipo;

• Lectostratótipo: estratótipo selecionado mais tarde na ausência de um estratótipo original devidamente designado;

• Neostratótipo: estratótipo novo escolhido para substituir um antigo desaparecido ou rejeitado;

• Hipostratótipo (corte de referência): estratótipo suplementar destinado a completar o conhecimento de dada unidade ou de um limite noutras áreas geográficas ou com fácies diferentes do Holostratótipo.


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O Holostratótipo e o Parastratótipo são originalmente descritos como tipos primários. O Lectostratótipo e o Neostratótipo podem ser designados mais tarde como tipos primários e um Hipostratótipo é um padrão auxiliar designado segundariamente. Holostratótipo, Parastratótipo e Lectostratótipo situam-se, em regra, dentro de uma mesma região tipo. Neostratótipos, Lectostratótipos e Hipostratótipos podem ser escolhidos fora da região tipo original Insuficiências mais comuns dos estratótipos:

• caracterizarem intervalos temporais muito breves e, muitas vezes,

incaracterísticos do desenvolvimento filogenético de certos organismos; • serem caracterizados, em regra, por conjurtos demasiado restrictos de

organismos; • apenas representarem determinadas fácies; • caracterizarem apenas determinada província paleobiogeográfica; • dificuldades de controlo da existência de sobreposições ou de hiatos em

estratótipos compostos.

CÓDIGOS ESTRATIGRÁFICOS A necessidade do uso de uma linguagern estratigráfica universal; comunicação e cooperação entre investigadores para que se possa compreender “o significado das camadas de rochas e reconstituir a história de como, quando e porquê cada camada se transformou naquilo que é e chegou ao local onde se encontra” (1976 1994, 1999). Os códigos estratigráficos como guias para o estabelecimento de um vocabulário único entre estratígrafos. A “International Union of Geological Sciences” (IUGS) e a “International Commission on Stratigraphy” (ICS). O “International stratigraphic guide” editado por H0LLIS HEDBERG em 1976.

MÉTODOS DA ESTRATIGRAFIA MÉTODOS PALEONTOLÓGICOS E PALEOECOLÓGICOS O que é a vida? Vida — condição que distingue os animais e as plantas da matéria inorgânica, incluindo a capacidade de crescer, a actividade funcional e as mudanças continuas até à morte (Concise Oxford Dictionary, 9ª edição, Oxford University Press).


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…. a vida tem a propriedade de aumentar a ordem local, tornando o ambiente envolvente mais caótico... A vida é sustentada ... O grau de sofisticação de um organismo vivo pode medir-se pelo seu grau de desiquilíbrio relativamente ao ambiente natural ... A vida não pode permanecer parada. Deve crescer. Se parar, morre atingindo o equilíbrio como cadáver … (Euan B. Nisbet, Living Earth, Harper Collins, 1991). … Mesmo ao mais baixo nível, viver implica sensações, escolha, memória ... Todos os seres orgânicos são sensitivos... Vida é matéria que escolhe … (Lynn Margulis & Dorion Sagan, What is life?, Simon & Schuster, 1995). … É o um sistema químico auto-sustentado capaz de evoluir segundo os princípios de Darwin … (Gerald Joyce, Scripps Research institute, National Geography, v.193, nº3) …Uma organização, o corpo também é um sistema organizado, está vivo enquanto se mantém organizado, e a morte não é mais do que o efeito de uma desorganização. … (J. Saramago, Ensaio sobre a cegueira, Edit. Caminho, 1995) A utilização dos fósseis para o estabelecimento de uma escala cronostratigráfica constitui o fundamento da biostratigrafia. Assenta na evolução progressiva e irreversível das faunas e floras. O método apenas pode ser aplicado quando os depósitos são fossilíferos ou seja, na prática está limitado aos tempos fanerozóicos (aproximadamente os últimos 570 Ma da história da Terra). Tafonomia Morte e enterramento. Processos de fossilização, condicionantes físicas e

químicas:

- Conservação total (dessecação, assépsia e mumificação; excesso de acidez

e anóxia (turfeiras); congelação; impregnação por, ou inclusão em,

substâncias inertes (parafinas, ozocerito, resinas/âmbar, sílica) ou tóxicas

(As, Pb, Hg, Cu).

- Conservação parcial: conservação de matéria orgânica (sua evolução e

importância/ bacias límnicas e génese de carvões); conservação de

compostos orgânicos; sapropelização (meios euxínicos, génese de

hidrocarbonetos e betumes); conservação de peças esqueléticas.

- Mineralização.

- Moldagem (moldes externos e internos, contramoldes); incrustação.

Fossilização; ausência de vida ou não fossilização. Escassez de fósseis em

séries continentais. Triagem vertical em meio marinho. Triagem horizontal.

Fossilização de vestígios de actividades de seres vivos: estromatólitos; icnologia

(tubulações; pistas/ dinossauros, mamíferos, trilobites, vermes, etc.; marcas de

predação/ perfurações, dentadas); coprólitos. Interesse biológico e estratigráfico.

Fossilização de fenómenos físicos: fendas de dessecação, marcas de chuva,

marcas relacionadas com sedimentação, magnetismo, etc.

Dissolução dos esqueletos em ambientes ácidos.


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Paleoecologia Conceitos de biocenose, biótopo e nicho ecológico. Composição das biocenoses

- espécies dominantes (>50%), características (25 a 50%), acompanhantes (10 a

25%) e fortuitas (<10%).

Compatibilidade relativamente a determinado factor (por ex., salinidade): ampla/

formas euribiontes, ou estreita/ formas estenobiontes.

Associações de seres vivos (Paleobiocenoses, associações de fósseis

representativas de comunidades vivas) e de restos post mortem (Paleotanatocenoses

ou simigias (fósseis representativos de diversas comunidades resultantes de

transporte, baixas taxas de sedimentação, bioturbação, compactação). Transporte

antes e após a morte, antes e após fossilização. Enterramento; associações de restos

enterrados (tafocenoses) e de fósseis (orictocenoses). Redeposição de fósseis e seus

problemas; superfícies de acumulação ("hard grounds"). Critérios de identificação de

remeximentos. Posição secundária de fósseis, consequências estratigráficas e

paleoecológicas.

Aspectos particulares da fossilização em ambientes: - terrestres, especialmente

depressões cársicas, com acumulação de restos alimentares de carnívoros, etc.; -

fluviais (conglomerados, areias, pelitos), geralmente com restos que sofreram

transporte; - palustres (argilas e margas lignitosas, sobretudo), com predomínio de

formas aquáticas, restos frequentemente em conexão; - lacustres (essencialmente,

argilas, margas e calcários), com restos animais e de plantas aquáticas, bem como de

outros trazidos por afluentes, sofrendo acções mecânicas (e outras) tendentes a

dissociar os restos; - estuarinos; - lagunares; - marinhos (litorais, infralitorais,

circalitorais, batiais, abissais, hadais; euxínicos).

Modificações dos fósseis: diagénese, deformação, metamorfismo. Eventuais

redeposição e destruição.

Fósseis de fácies como indicadores de ambientes. Polimorfismo (espécies com diferentes formas morfológicas devido a resposta a diversas condições ambientais). Convergências ou homeomorfias (convergências morfológicas entre táxones diferentes) isócronas e heterócronas. Endemismos e pandemismos.

Formas cosmopolitas - com distribuição global. Formas ubiquistas - com distribuição global mas com povoamentos descontínuos. Formas endémicas - específicas de determinada região.


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Factores de distribuição e barreiras. Migrações. Classificação dos organismos em:

• bentónicos • nectónicos • planctónicos.

Distribuição dos organismos em função das características dos ambientes. Principais factores condicionantes:

• bióticos • físicos • químicos.

Principais ambientes reconhecidos em meio marinho.

• Província nerítica

supralitoral

mediolitoral

infralitoral

circalitoral

• Província oceânica

povoamentos bênticos

andar batial

andar abissal

andar hadal

• Província planctónica

zona epipelágica - 0 a 50m de profundidade

zona mesopelágica - 50 a 200m de profundidade

zona infrapelágica - 200 a 500m de profundidade

zona batipelágica - 500 a 2 000m de profundidade

zona abissopelágica - 2 000 a 6 000m de profundidade

zona hadopelágica - mais de 6 000m de profundidade.

Outras classificações: • plataforma litoral com barreira domínio interno domínio externo.


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Taxonomia e nomenclatura Conceito de espécie. Espécie em biologia - grupo de populações realmente ou

potencialmente interfecundas. Limites do critério de interfecundidade; exige-se

reprodução sexuada implicando dois parceiros; nos organismos inferiores a reprodução

pode ser assexuada e há processos de autofecundação, nomeadamente nos vegetais.

Conceito paleontológico baseado na morfologia (Holótipo, parátipos, hipodigma).

Principais problemas: polimorfismo incluindo dimorfismo sexual; politipismo

(populações dispersas por vastas áreas geográficas às vezes sujeitas a isolamento de

parte das populações) que conduz ao aparecimento de raças geográficas ou de sub-

espécies. O factor tempo; linhas evolutivas, gradientes cronológicos. Gradientes

geográficos. Necessidade de caracterização biométrica.

Taxinomia. Parataxinomias.

Nomenclatura. Regras. Nomenclatura binomial. Lei de Prioridade. Categorias

sistemáticas: Filo (animais) ou Divisão (Plantas), Classe, Ordem, Família, Tribo,

Género, Espécie, categorias infra-específicas. Categorias.

Classificação filogenética.

Especiação Constituição natural das espécies. Isolamento de populações por segregação

geográfica (especiação alopátrica) ou por factores de ordem genética, fisiológica ou

etológica (especiação simpátrica). Especiação. Importância das transgressões e

regressões. Esquema [Transgressão, Regressão]:

- Meios marinhos: Ampliação de áreas de distribuição — Desaparição de

barreiras — Melhores possibilidades de migração — Competição mais intensa e

eventual extinção dos inadaptados — tendência para uniformização.

- Meios continentais: Redução de áreas de distribuição — Novas barreiras,

absolutas e selectivas — Isolamento de populações — Especiação — Diversificação.

Especiação alopátrica. Isolamento geográfico por barreiras naturais (insularidade, lagos, mares mais ou menos fechados, cadeias de montanhas). Diferenciação progressiva de populações que leva ao aparecimento de sub-espécies. Da divergência genética podem resultar formas novas não interfecundas (espécies novas); em paleontologia e biostratigrafia torna-se necessário que às diferenças genéticas se associe mudanças morfológicas.


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Especiação simpátrica. Isolamentos fisiológicos ou etológicos (relativos ao comportamento, paradas nupciais por exemplo); muitas vezes resulta de anomalias cromosómicas (poliploidia, translocações de segmentos cromosómicos) que não conduzem a alterações morfológicas mas impedem o cruzamento dos indivíduos. Evolução e biostratigrafia Crises biológicas. Mudanças drásticas nas faunas e/ou floras e os limites das

unidades cronostratigráficas (Paleozóico, a Era das trilobites; Mesozóico a Era das

amonites e dos dinossauros; ....). Fases catastróficas da história da vida com extinção

de vastos conjuntos biológicos seguidos do aparecimento de outros novos. Extinções

maciças no topo do Devónico, no Pérmico, no Triásico e no Cretácico utilizadas como

definidoras de grandes intervalos de tempo. Explicações diversas (variações climáticas,

modificações na salinidade dos mares, correntes oceânicas, variações eustáticas,

orogénese, vulcanismo, mudanças de polaridade magnética, mudanças na taxa de

expansão oceânica, ....) mas a mais plausível é a de redução significativa das áreas

marinhas epicontinentais. Às crises biológicas de extinções maciças sucedem

intervalos com taxas elevadas de evolução.

Gradualismo filético. Anagénese; transformação progressiva de uma espécie no

decurso do tempo. Cronospécies (entidade global); formas transientes (subespécies

heterócronas). Cladogénese; divisão de uma linha evolutiva em duas ou mais linhas

divergentes.

Equilíbrios intermitentes; as espécies permanecem estáveis durante intervalos

de tempo mais ou menos longos seguidos por mudanças rápidas. Evolução alopátrica.

A cada aparecimento brusco de uma nova espécie corresponde um intervalo de

isolamento geográfico periférico. Assim, as primeiras ocorrências de uma dada

espécie em regiões diferentes são necessáriamente diacrónicas por implicarem

migrações.

Especiação reticulada; intervenção simultânea do gradualismo filético e dos

equilíbrios intermitentes.

Duração média (em milhões de anos) das espécies de alguns grupos biológicos:

Taxa Duração média das espécies

(Ma) Diatomáceas marinhas 25 Briófitos >20 Plantas superiores 8 ->20


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Foraminíferos bentónicos 20 - 30 Foraminíferos planctónicos >20 Bivalves marinhos 11 - 14 Gastrópodes marinhos 10 - 14 Amonites ≈5 (mas com moda entre 1-2) Graptolitos 2-3 Trilobites >1 Insectos >2 Serpentes >2 Peixes de água doce 3 Mamíferos ≈1 - 2

Os fósseis estratigráficos ou bons fósseis, como marcadores temporais e indicadores de isocronia. Características:

• curta longevidade, o mesmo é dizer rápida evolução; • vasta repartição geográfica; o que pressupõe alguma independência

relativamente aos ambientes de sedimentação (espécies euritópicas. Os organismos marinhos pelágicos e nectónicos são, os mais aptos;

• abundância nos depósitos. O sucesso da micropaleontoloia resulta da frequência dos microfósseis em volumes reduzidos de sedimento (testemunhos de sondagens);

• identificação simples. Paleobiogeografia A distribuição das espécies e a História da Vida. Condicionantes devidas à

deriva dos continentes. Distribuições disjuntas, exemplos. Condicionantes ambientais,

com relevo para o clima e para as transgressões e regressões marinhas. "Pontes

intercontinentais"; barreiras (edáficas, climáticas, bióticas, orográficas e marítimas);

barreiras selectivas.

Nos organismos marinhos as migrações têem, em regra, uma duração

negligenciável em comparação com a capaciade de resolução da biostratigrfia. Nos

organismos continentais essas migrações são mais lentas e, muitas vezes são

possiveis de seguir ao longo do tempo. São susceptíveis de criar limites heterócronos.

Paleoclimatologia e Paleogeografia Ecozonas: conjunto de camadas materializando um ambiente de vida homogéneo; caracteriza-se pela existência de um ou vários táxones fossilizados in situ. Designação a partir dos táxones autóctones. Reconstituições de paleoambientes:


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• análise actualista: transposição para as associações fósseis dos ambientes de vida conhecidos em organismos vivos. Limitações.

• métodos sinópticos: levam em linha de conta e integrando, as informações da paleontologia, sedimentologia e estratigrafia. Limitações (só aplicável quando os fósseis não estão remexidos;

• método ecosequêncial: aplicação ao estudo das associações de fósseis dos métodos da análise sequêncial e aplicação da lei de walther;

• métodos quantitativos: por aplicação de estatística, quantificam as relações dos diversos organismos entre si e com os sedimentos;

• análise morfofuncional: tendo em conta as relações entre morfologia dos organismos e respectiva fisiologia e aplicação de análises actualista ou simples funcionamento mecânico.

Paleobiogeografia. Áreas de distribuição. Relação com as teorias mobilistas da tectónica de placas. As mudanças climáticas induzem variações na composição das associações biológicas para além de causarem mudanças na composição química, mineralógica e na dinâmica dos ambientes de sedimentação, bem como na morfologia dos continentes. Paleoclimatostratigrafia. Exigências climáticas das várias formas fósseis e sua variação no tempo. Definição de unidades geo-climáticas para o Quaternário (glaciações e interglaciações das zonas de média e altas latitudes e pluviais e interpluviais das regiões de baixa latitude). Estabelecimento de curvas de variação média de temperatura e de humidade. Dificuldades inerentes à aplicação do Princípio das causas actuais e à identificação taxonómica. Tentativas de aplicação da análise morfofuncional independentemente da identificação taxonómica. Exemplo em vegetais a partir da fisiognomia foliar.

Origem da Vida Interpretações antigas. O Génesis e suas repercussões. A abordagem

paleontológica e suas limitações. Antiguidade da Vida. Descoberta de indícios na

Gronelândia, em rochas com cerca de 3.8 biliões de anos; melhor evidência em Fig

Tree (África do Sul), etc.


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Oparine e os coacervados (1924). J.B.Haldane. Hipóteses quanto à origem da

vida. Ideias na sequência das experiências de S. Miller (1953) e outros. "Atmosfera

primitiva" (H4C, H3N, H2O, H2), fornecimento de energia, génese de compostos

orgânicos, aminoácidos e outros. Possível origem do DNA. Origem da Vida num "caldo"

ou "oceano primitivo", antevisto por Ch.Darwin (1871) - "warm little pond".

As condições peculiares na Terra, permitindo, e talvez implicando

necessariamente, a Vida, surgindo múltiplas vezes. Evolução química a partir de

elementos simples, disponíveis, susceptíveis de integrar compostos com propriedades

adequadas, a par de alguns elementos, mais escassos na matéria orgânica mas

indispensáveis, mais pesados (Mg, Ca, Fe, Cu, Mo, etc.), com funções específicas.

Contestação das interpretações subsequentes às experiências de S.Miller.

Atmosfera com predomínio de CO2, e dificuldade de produção de compostos orgânicos

vitais. Origem destes em partículas cósmicas e outros corpos celestes (cometas, em

especial) e seu fornecimento à Terra. Destruições consequentes de bombardeamentos

por meteoritos. Origem do RNA antes das proteínas. Génese em fontes quentes

submarinas. Papel catalizador de minerais (argilas, pirite). Produção laboratorial (1993)

de RNA com replicação espontânea e contínua em presença de fornecimento de

proteínas; moléculas quase vivas, mas ainda incapazes de se reproduzirem sem auxílio

externo.

Ilustração paleontológica de algumas etapas: jazidas de Fig Tree (bactérias,

cianobactérias unicelulares; células procarióticas, heterotróficas), ≈ 3.5 Ba; Gunflint,

Canadá (bactérias, cianobactérias filamentosas, etc.), ≈ 2 Ba; Bitter Springs, Austrália

(bactérias, cianobactérias, clorófitas [células autotróficas], ?fungos, ≈ 1 Ba; Ediacara,

Austrália (invertebrados marinhos de corpo mole), ≈ 0.7 Ba.

Vegetais Aspectos gerais de paleobotânica. Conceito de Género em Paleobotânica.

Sistemática e parasistemática.

Aspectos gerais da morfologia dos vegetais. Morfologia de folhas, caules,

esporos e polénes.

Aspectos gerais de paleoecologia. Os fósseis vegetais como indicadores

climáticos. Curvas climáticas.

Evolução da vegetação no tempo.


______________________________________________________________________ 44

Bactérias; cianobactérias e estromatólitos; algas; algas calcárias e papel na

construção de rochas.

Origem da vegetação terrestre. Plantas vasculares. As "Psilofitíneas" como

grupo sintético, origem dos restantes grupos de plantas vasculares do Silúrico

superior e do Devónico. Vegetação do Paleozóico superior dominada por

Licopodíneas, Articuladas, "Fetos" e Pré-espermatófitas (Pteridospérmicas); As

Gimnospérmicas.

A vegetação do Mesozóico com Cicadófitas, Benetitíneas e

Gimnospérmicas. Origem e expansão das Angiospérmicas.

Aspectos gerais da vegetação do Cenozóico.

Animais Referências sucintas aos filos, com ênfase nos grupos com maior interesse

paleontológico. Exemplos referentes a Portugal.

PROTOZOA (Protozoários, unicelulares):

- Foraminíferos (Câmbrico-Actualidade). Importância em Geologia Estratigráfica

e Económica; estudo de sondagens. Composição, morfologia e estrutura das

carapaças. Ecologia. Repartição geográfica. Papel na génese de rochas. Evolução;

novas formas e extinções. Datação. Foraminíferos planctónicos e biozonação.

Correlações.

ARCHAEOCYATHA (Metazoários acelomados, pluricelulares)- Arqueociatídeos (final

do Precâmbrico-Câmbrico inferior). Caracteres. Interesse estratigráfico e ecológico,

como construtores de recifes.

CNIDARIA ("Celenterados" em parte; metazoários em estádio de gástrula e com

simetria radiada):

- Anthozoa (Antozoários) (Câmbr.-Act.); importância como construtores de

biohermas/ recifes corálicos e atóis/ formas hermatípicas e ahermatípicas; Alcionários

ou Octocoraliários (Ordov.-Act.); Tetracoraliários ou corais "rugosos" (Ordov.-Pérm.),

com ciclos de 4 tabiques radiais; Hexacoraliários (Triás.-Act.), com ciclos de 6 tabiques.

Interesse económico.


______________________________________________________________________ 45

BRACHIOPODA (Braquiópodes; metazoários celomados, deuterostómios) (Câmbr.-

Act.): caracteres gerais, importância, apogeu e decadência; interesse estratigráfico

(sobretudo no Paleozóico); formas pancrónicas (Lingula e afins):

- Inarticulata (Inarticulados) (Câmbr.-Act.);

- Articulata (Articulados) (Câmbr. sup.-Act.)

MOLLUSCA (Moluscos; metazoários celomados, protostómios, com simetria bilateral)

(Câmbr.-Act.): caracteres gerais; presença de concha e de pé; larvas trocóforas,

semelhantes às dos anelídeos, indicando algumas afinidades; ecologia. Divisão em

classes:

- Bivalvia (Bivalves = Lamelibrânquios = Pelecípodes) (Ordov.-Act.): importância;

caracteres gerais - concha bivalve, valvas articuladas com charneira; ecologia

(aquáticos, desde águas doces até salinidades elevadas, em diferentes condições de

fundos, temperatura, profundidade e energia do meio); grupos importantes, extintos no

final do Cretácico - rudistas (Jur. sup.- Cret. sup.), significado; - Inoceramus (Cret.),

interesse estratigráfico. Desenvolvimento, sobretudo após o Paleozóico,

correspondendo de certo modo à decadência dos braquiópodes.

- Gastropoda (Gastrópodes; em geral, torsão da massa visceral e concha

univalve, com ou sem opérculo) (Câmbr.-Act.): importância; grande variedade de

condições ecológicas. Gastrópodes planctónicos (Pterópodes) e utilização

estratigráfica.

- Cephalopoda / Cefalópodes (Câmbr.-Act.): complexidade da organização;

ecologia; divisão baseada nas formas actuais - Tetrabranquiados (Nautilus);

Dibranquiados (Decápodes, como o choco; Octópodes, os polvos). Classificação dos

fósseis baseada na concha: Subcl. Nautiloidea / Nautiloides (Câmbr.sup.-Act.) -

externa, compartimentada, direita ou enrolada em espiral, suturas simples;

Ammonoidea / Amonoides (Dev.-Cret. sup.) - externa, compartimentada,

geralmente enrolada em espiral plana, suturas mais ou menos complexas; enorme

importância estratigráfica, biozonação, extinção;

Coleoidea / Coleoides (Carbón.sup.-Act.): interna com fragmocone coberto pelo

rostro e prolongada pelo proostraco, com modificações várias; importância dos

Belemnites.


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"Artrópodes", complexidade e heterogeneidade, somática e ecológica: protostómios de

corpo segmentado e dividido em regiões, com apêndices articulados específicos de

cada região, exosqueleto quitinoso (reforçado ou não por carbonato de cálcio).

Trilobitomorpha, Uniramia, Crustacea e Chelicerata.

TRILOBITOMORPHA (Trilobitomorfos): além de grupos menores (Câmbr.):

- TRILOBITA (Trilobites; corpo dividido em cefalão, tórax e pigídio; apêndices

bífidos) (Câmbr.-Pérm.): grande importância, decadência e extinção. Pistas (Bilobites,

por ex. Cruziana).

CRUSTACEA (Crustáceos) (Câmbr.-Act.): principais subdivisões com interesse

paleontológico (carapaça geralmente calcária) - Ostracodos (pequenos, carapaça

bivalve, calcária; importância em Micropaleontologia, sobretudo pela informação

paleoecológica - aquáticos, desde águas doces a meios marinhos muito diversos;

Ordov.-Act.); - Branquiópodes e, dentre eles, os Conchostráceos (carapaça bivalve,

essencialmente quitinosa; águas doces; Devónico à Actualidade); - Decápodes (com 5

pares de apêndices ambulatórios; ? Dev., Pérm.-Act.).

ECHINODERMATA (Equinodermes; simetria bilateral ou aparentemente radiada,

de grau 5; corpo globuloso, cilíndrico, em estrela ou achatado; esqueleto calcário;

aquáticos, água salgada) (Câmbr.-Act.). Inclui, além de formas arcaicas, de origem

desconhecida:

- HOMALOZOA (Homalozoários ou Carpoides; corpo achatado dorso-

ventralmente, simetria bilateral) (Câmbr.-Dev.): interesse filogenético - possível

derivação dos Cordados, caso de Cothurnocystis (Ordov.).

- CRINOZOA (Crinozoários ou Pelmatozoários; corpo com teca globosa, coberta

de placas poligonais, geralmente fixos [no adulto] por pedúnculo e com braços

(Câmbr.-Act.): além de classes só representadas no Paleozoico, a seguinte:

- ECHINOZOA (Equinozoários; corpo globoso a cilíndrico, às vezes achatado,

sem braços nem apêndices, simetria radiada ou bilateral) (Câmbr.-Act.): entre outras,

as classes seguintes:

- Echinoidea (Equinoides; carapaça rígida, com placas poligonais de calcite;

radíolas; 5 áreas ambulacrárias e 5 inter-ambulacrárias) (Ordov.-Act.): importância,

sobretudo post-Paleozoico, tendência contrária à dos crinoides. Ecologia muito variada,

em meios marinhos.


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HEMICHORDATA (Hemicordados; com esqueleto composto por

escleroproteinas) (Câmbr.-Act.): além dos Pterobrânquios actuais:

- Graptolithina (Graptólitos; "pedras escritas", literalmente; colónias flutuantes e

arborescentes/ bentónicas; numerosos indivíduos em tecas ao longo de um eixo

[conjunto: rabdossoma], colónias geralmente com rabdossomas associados)

(Câmbr.sup.-Carbón.): dificuldades iniciais da interpretação filogenética; grande

importância estratigráfica/ zonação entre o Ordovícico e o início do Devónico inferior.

CHORDATA (Cordados; com corda dorsal ou notocórdio) (Câmbr.-Act.): possível

derivação de carpoides. Divisão em:

VERTEBRATA (Vertebrados; crânio diferenciado; notocórdio envolvido por

peças esqueléticas articuladas, as vértebras, constituindo a coluna vertebral;

inicialmente aquáticos) (Câmbr.sup.-Act.): importância; os grandes estádios

estruturais; constituição do esqueleto/ modos, mineralização; desenvolvimento do

sistema nervoso; os membros. As classes habitualmente admitidas e a filogenia;

discussão. Os grandes estádios estruturais: Agnatas (sem maxilas) e Gnatóstomos;

arcos branquiais e diferenciação das maxilas.

- Agnatha (Agnatas ou ciclóstomos) (Câmbr.sup.-Act.) - formas paleozóicas (até

o Dev.), quase todas com exosqueleto ósseo na parte anterior do corpo

("ostracodermes"); as únicas com representantes actuais [todos parasitas] - as

lampreias (desde o Carbonífero) e as mixinas (desconhecidas no estado fóssil),

desprovidas de ossificação. Divisão em Cefalaspidomorfos (vários pares de orifícios

branquiais, alguns já com esboço de barbatanas pares; incluindo as lampreias), e

Pteraspidomorfos (1 par de fendas branquiais, incluindo as mixinas).

- Pisces ("Peixes"; carácter muito heterogéneo; gnatóstomos aquáticos, com

respiração branquial [nalguns, pulmonar]) (Silúr.-Act.): sistemática em discussão;

numerosos representantes antigos (Silúr.-Carbon.), tal como os "ostracodermes",

protegidos na parte anterior por placas ósseas - os "placodermes" ou "peixes

couraçados". Classificação em:

- 1) Elasmobranquiomorfos, incluindo Artrodiros s.l. (Placodermes) (Silúr. sup.-

Carbón.), possuindo, a maioria, articulação entre os escudos cefálico e torácico;

representados sobretudo em facies dulçaquícolas e salobras do Devónico;

Acantodianos (Seláceos espinhosos) (Silúr.-Pérm.), com fortes espinhos nas


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barbatanas, anatomia craniana arcaica (fenda pré-espiracular), adaptados a águas

doces ou marinhos, com afinidades relativamente aos primeiros seláceos e

actinopterígios; Condríctios (Elasmobrânquios) (Devón.-Act.), tubarões e raias, com

importância estratigráfica e paleoecológica.

- 2) Actinopterígios, peixes com barbatanas suportadas por raios ossificados

dispostos em leque, com 3 estádios anatómicos com crescente ossificação do

esqueleto interno, sucessivamente predominantes - Condrósteos (incluindo os

esturjões - Devón.-Act.), Holósteos (Pérm.-Act.) e Teleósteos (Jur.-Act.).

- 3) Dipnóicos, com respiração pulmonar, dulçaquícolas; grupo conservador,

com distribuição gonduânica (Devón.-Act.).

- 4) Crossopterígios, com membros dotados de ossos seriados, esboçando a

estrutura dos tetrápodes, incluindo: - Actinistios (Celacantos; grupo conservador,

inicialmente de água doce, marinho após o Triásico; uma só espécie actual - "fóssil

vivo") (Devón.-Act.); - Porolepiformes (águas doces; origem dos anfíbios urodelos)

(Devón.); - Osteolepiformes (dulçaquícolas; origem de todos os demais tetrápodes)

Devón.-Carbón.). A conquista de meios terrestres. Passagem aos Tetrápodes,

modificações anatómicas - crânio/ palato, esqueleto axial e apendicular.

- Amphibia (Anfíbios; tetrápodes com estádios larvares aquáticos, com

respiração branquial; metamorfoses/ adultos com respiração pulmonar; pele

insuficientemente protegida contra a dessecação/ dependência da água) (Dev.-Act.): os

primeiros Estegocéfalos (Devón.sup.); Ichthyostega e a herança de caracteres (ossos

operculares, ainda que atrofiados; verdadeira barbatana caudal) dos Crossopterígios

ancestrais. Desenvolvimento dos Estegocéfalos (últimos no Jurás. inf.). Anfíbios de tipo

moderno: Proanuros (Triadobatrachus, Triás.), Anuros (Jurás.-Act.), Ápodos (? - Eoc.-

Act.), Urodelos (Jurás.sup.- Mioc. -Act. Os estegocéfalos Seymouriamorfos (Carbon.-

Pérm.) e a melhor adaptação à vida terrestre: origem dos répteis. Limite pouco nítido

entre os répteis primitivos e os anfíbios de que derivaram.

- Reptilia (Répteis; tetrápodes terrestres protegidos contra a dessecação,

produtores [como todos os tetrápodes de organização mais elevada] de ovos

amnióticos, sem estádios larvares aquáticos nem metamorfoses) (Carbon.-Act.):

reforço do esqueleto e da musculatura; aperfeiçoamento do crânio [diferenciação de 1

ou 2 pares de fossas temporais, que faltam nos répteis arcaicos], da dentição e do


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sistema nervoso central; metabolismo mais activo e tendência para a aquisição de

homeotermia; radiação e ulterior diferenciação de duas grandes linhas evolutivas

- Sauropsídeos, incluindo a maioria dos répteis e as Aves;

- Teropsídeos, com os répteis mamalianos e os Mamíferos, deles derivados.

Classificação (simplificada).

- Mammalia (Mamíferos; teropsídeos homeotérmicos, com pelos, geralmente

vivíparos) (Triás.-Act.): mamíferos mesozóicos e as extinções do final do Cretácico;

Prototérios (ovíparos);

Metatérios (Marsupiais/ sua radiação, incidências paleogeográficas); Eutérios

(Placentários/ radiação no Cret.sup., e a partir do Paleocén. - ex., evolução

dos Equídeos e dos Primatas.

MÉTODOS FÍSICOS DEPÓSITOS DE VARVAS Contagem dos níveis (2mm a 2cm) constituídos por uma camada negra, fina, com restos de matéria orgânica (depósito invernal) e por uma camada clara, mais espessa (depósito estival) perfazendo um ano de sedimentação nas regiões periglaciárias. Contagens até 15 000 b.p. Comparação com depósitos de lagos actuais à semelhança da dendrocronologia. O método é aplicável a outros lagos e depósitos dependentes das estações do ano como nos ciclos planctónicos anuais dos xistos de Green River (Wyoming) com alternâncias anuais de leitos de halite (5 a 10 cm) e de anidrite (1 mm) nos evapaoritos do Zechstein (Pérmico inferior).


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CRESCIMENTO DE INVERTEBRADOS MARINHOS Contagem das estrias de crescimento correspondentes a um ciclo diário e a ciclos anuais; algas azuis (estromatólitos) coraliários, molusco, equinodermes. Aplicação a formas devónicas evidenciando que os anos teriam 400 dias, o que coincide com dados de geofísica acerca do retardamento do movimento de rotação da Terra (o crescimento dos dias é de 0,0016 segundos por século, ou seja os anos perdem 1 dia cada 10 millhões de anos; o ano teria 14 meses no início do Paleozóico, 13 no Carbonífero, ...). Os Nautilus constroem uma banda de calcário na concha todos os dias e um tabique de uma nova câmara todos os meses lunares. Os "Nautilus" do Silúrico tinham apenas 9 bandas diárias por câmara ou seja o "mês" lunar tinha apenas 9 dias o que implica que a Lua se situava muito mais perto da Terra (1 500 000 Km em vez dos 3 400 000 Km actuais). DENDROCRONOLOGIA Contagem e medição do espassamento dos anéis de crescimento das árvores. O processo inicia-se em árvores actuais passando a troncos de travejamento de edífícios bem datados etc. Constrõe-se um dendrograma com o qual são comparados os padrões obtidos nos troncos a datar. Contagens até 9 000 anos com Pinus aristata ou P. longaeva que podem viver mais de 4 900 anos. O método é ainda usado para calibrar as datações obtidas pelo 14C. LIQUENOMETRIA Avaliação do diâmetro de alguns liquenes com grande longevidade como Rhizocarpon geographicum. Uso na datagem de avanços glaciários através dos liquenes que vivem nos blocos das moreias. No Alasca, em 1964, os blocos datados de 1937 tinham liquenes com 4mm de diâmetro, os de 1830 tinham 30mm, os de 1650, 140mm e de 1580 170mm. TEFROCRONOLOGIA


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Correlação entre depósitos através das cinzas provenientes de uma explosão vulcânica violenta que fez com que a horneblenda, a augite ou a olivina se tenham dispersado por uma área vasta como no caso do Krakatoa (Indonésia) em 1883 e do Katmaï (Alasca) em 1912. Quando da erupção do Quizapu (Chile) foram emitidas 8 milhões de toneladas de cinzas que em 5 dias cobriram mais de metade da Argentina, do Uruguai, o Sul do Paraguai e do Brasil e uma parte do Chile até 3 200 Km de distância do vulcão; sobre uma área de 300 000Km2 o depósito de cinzas atingiu 1 a 25cm de espessura a que, após compacção, corresponderá uma espessura final de 2 a 12 mm. TRAÇOS DE FISSÃO Marcas deixadas pela desintegração espontânea de alguns elementos radiactivos (238U, 235U, 232U, 232Th). As emissões perturbam as redes cristalinas dos minerais, deixando marcas das passagem das particulas. Fazem-se secções polidas dos minerais que depois é atacada por ácido fluorídrico, soda e potassa cáustica durante um tempo que vai de alguns segundos a várias horas conforme o mineral. Aparecem então os traços de trajectória dos núcleos filhos com 1 a 10μ. A densidade de traços é proporcional à idade do mineral e ao seu teor em urânio ou em tório. O método aplica-se sobretudo a zircões, apatites, tectitos, vidros vulcânicos, micas, granadas, olivinas, ... e deu resultados satisfatórios no Quaternário. RADIOCRONOLOGIA OU CRONOLOGIA ISOTÓPICA Desintegração de isótopos [elementos com as mesmas características mas com massa atómica (protões+neutrões) diferente] radiactivos. Processo contínuo, irreversível que decorre a velocidade constante. Um elemento radiactivo pai (P) retido num mineral no momento da sua cristalização desintegra-se progressivamente num elemento filho (F) que se vai tornando mais abundante à medida que o tempo vai passando (o momento 0 corresponde ao do fecho do sistema, quando se deu a cristalização do mineral). Cada elemento radiactivo é caracterizado por determinado tempo de semi-vida (T) (tempo de desintegração de metade do isótopo pai), pela constante de desintegração (λ)


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(coeficiente de proporcionalidade de desintegração — decréscimo do elemento — em função do tempo).

Processo de desintegração

Semivida (anos)

87Rb ◊ 87Sr 5 ou 4,7.1010 232Th ◊ 208Pb 13,9.109

40K ◊ 40Ar 11,9.109 238U ◊ 206Pb 4,6.109 235U ◊ 207Pb 7.108 234U ◊ 230Th 250 000

230Th ◊ 226Ra 75 200 14C ◊ 14N 5 568

3T ◊ 2H 12,26 A desintegração segue a lei de Rutherford expressa pela equação

dPdt

= −λP (a

quantidade de átomos P desintegrados no tempo dt é proporcional ao número inicial de

átomos P). A integração desta fórmula dá t =1λ

logn 1+FP

⎛ ⎝ ⎜

⎞ ⎠ ⎟ onde F é o número de

átomos filhos depois do tempo t e P é o número de átomos pai que restam ao fim do mesmo tempo t. λ é uma constante. A desintegração faz-se por:

• emissão de uma particula α (núcleo do átomo de Hélio) 92

238U→ 90234 Th + α

Neste caso o elemento filho tem uma massa atómica com menos 4 unidades relativamente ao isótopo pai.

• emissão de uma particula β (electrão), a massa atómica permanece inalterada: 37

87Rb→7887Sr + e + γ .

• pela captura de uma particula β: 1940K + e → 18

40Ar + γ ;

neste caso a emissão de um electrão conduz à formação de Ca 1940K→20

40Ca + e + γ .

A radiação γ é emitida pelo núcleo excitado. Na prática determina-se: • a relação

FP

onde P e F são os números de átomos pai e filho no instante t, o

que pressupõe que o isótopo filho não é radiactivo: - método para


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235U/207Pb, 238U/206Pb, 232Th/208Pb, 87Rb/87Sr, 40K/40Ar,

e aplica-se a fórmula t =1λ

logn 1+FP

⎛ ⎝ ⎜

⎞ ⎠ ⎟ .

É possivel, por espectrometria de massa, calcular as relações 87Sr t( )

86Sr e

87Rb t( )86Sr

onde 87Sr(t) representa o número de núcleos filho no tempo t, 87Rb(t) é o número de núcleos pai no tempo t, 86Sr é o número de átomos estáveis não radiactivos de estrôncio. Estas duas relações permitem conhecer o tempo t pela equação 87sr t( )

86Sr=

87Rb86Sr

eλt −1( )+87Sr 0( )

86Sr.

A fim de evitar atribuir um valor convencional à relação inicial 87Sr 0( )

86Sr constroi-se

uma recta dita isócrona. Com efeito a equação precedente é da forma y=ax+b desde que t seja constante. Trabalha-se com várias amostras pertencentes à mesma unidade

lítica suposta isócrona que têm a mesma composição isotópica inicial b =87Sr 0( )

86Sr.

A qualidade de uma isócrona depende do número de amostras, da repartição geográfica e do seu alinhamento. Não é necessário conhecer o teor no elemento pai no instante 0, isto é no momento da cristalização do mineral. Se o teor no elemento pai é conhecido no instante 0, como é o caso para o método do 14C, a fórmula é então t =

1λ

lognP0

P. O elemento pai é doseado por espectrometria de massa precedido ou

não por diluição isotópica, o elemento filho é sempre diluído. As dosagens efectuam-se sobre a rocha total (meteoritos, granitos, argilitos, sedimentos) ou ainda sobre minerais particulares ricos em elementos radiactivos (monazite, apatite, galena, micas, feldspatos, minerais argilosos, glauconite, restos orgânicos carbonosos, calcite, água).


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0 2 4 6 8

0 .8 0

0 .9 0

1 .0 0

1 .1 0

Rb/ Sr87 86

87Sr / 86 Sr

idade: 3200±65 Ma

Método do Rb/Sr. Isocrona (rocha total) de um granito do Transval. Obtem-se, assim um valor que, abusivamente, se chama de idade absoluta e que é a idade radiométrica ou isotópica; em muitos casos pode não corresponder à idade da rocha. Fiabilidade A confiança a dar-se ao resultados obtidos depende:

• Constante dedesintegração: dificuldades no seu estabelecimento. variação da velocidade de desintegração por influência da pressão, temperatura, estado químico e potencial eléctrico; dificuldade na obtenção de medidas. Erro estimado de 1%.

• Fecho do sistema. Necessidade do sistema cristalino estar fechado no momemto de formação do mineral e que não tenha havido ulteriores alterações provocadas por aumento de temperatura, lexiviamento, enriquecimento ou empobrecimento em elementos radiactivos. Uma glauconite datada por K/Ar se houve enriquecimento em Argon atmosférico devido, por exemplo, a pressão elevada, a idade medida é superior à idade real; ao contrário, uma perca de Ar radiogénico por alteração, enterramento a profundiades superiores a 200-500 metros, elevação de temperatura além de 100-200°C, conduz a um rejuvenescimento da amostra. • Homogeneização da idade. Em unidades depositadas ao longo de intervalos de tempo muito longos pode manter teores uniformes de elemento radiogénico. Deve-se à perca progressiva de elemento durante a sedimentação antes da diagénese tardia dos depósitos.


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• Tratamento das amostras. A fiabilidade dos resultados depende dos tratamentos e da escolha dos minerais que não devem apresentar quaisquer vestígios de alteração. Tratamentos químicos com ácidos, ou físicos com ultrassons, devem ser usados com moderação. A cristalinidade deve ser controlada com raios X. Nas glauconites é conveniente que tenham mais de 7% de potássio. Também o espectrómetro de massa deve ser alvo de afinações e calibrações frequentes.

Erro médio de cerca de 3% (300 000 anos no Miocénico - menos de uma biozona; 3 Ma no Cretácico - meio Andar; 13 Ma no Ordovício - mais de um Andar). Vantagens de aplicação relativamente à biostratigrafia no Quaternário, no Neogénico e no Pré-câmbrico. MAGNETOSTRATIGRAFIA Baseada nas variações do campo magnético terrestre registado nas rochas com minerais ferromagnéticos. Componentes do campo magnético terrestre:

intensidade - exprime-se em nanotesla (γ ou nT); declinação (D) - é o ângulo entre a componente horizontal do campo

total e o Norte geográfico, varia de 0 a 360°, um valor entre 0 e 180° significa que a componente horizontal se situa a Oeste do Norte geográfico, um valor entre 180 e 360° que se situa a Este;

inclinação (I) - é o ângulo entre a componente horizontal e a direcção do campo total; I é positivo se o vector campo magnético aponta para o solo e negativo em caso contrário; I é igual a 0 no Equador e máximo nos polos, 90°.

De modo geral a latitude está ralacionada com a inclinação por Tg(I)=2Tg(L); esta relação permite determinar a paleolatitude de um ponto a partir da paleo-inclinação fossilizada nas rochas.

Origem do campo magético terrestre; hipótese do núcleo da Terra funcionar como um dínamo auto-mantido.


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D

I

Z

z

F

Norte geográfico

Principais componentes do campo magnético terrestre. D - declinação; I - inclinação; F - intensidade.

Magnetismo das rochas Diferentes tipos de comportamento magnético das substâncias.

• Diamagnetismo - magnetização com sentido inverso ao do campo magnético aplicado; a magnetização é fraca e desaparece após a interrupção do campo (ar, água, quartzo, calcite são diamagnéticos).

• Paramagnetismo - corpos com átomos de ferro apresentam uma magnetização positiva com o sentido do campo magnético aplicado; a magnetização é fraca e torna-se nula quando se desliga o campo magnético.

• Ferromagnetismo - a magnetização é muito mais forte e há um fenómeno de remanescência (memória). Se se aquecer um corpo acima de determinada temperatura (ponto de Curie), característica de cada mineral, a agitação térmica é superior aos efeitos magnéticos e os corpos tornam-se paramagnéticos. Por arrefecimento, a partir dessa temperatura, re-estabelece-se a ordem iónica e o corpo torna-se ferromagnético de novo. Incluem-se aqui minerais com ferro, nomeadamente óxidos (magnetite e hematite) e alguns sulfuretos e hidróxidos.

Quase todos os minerais magnéticos são óxidos de ferro e de titânio, soluções sólidas de FeO, Fe2O3 e TiO2. Nas rochas vulcânicas, os minerais magnéticos mais frequentes são titanomagnetites, soluções sólidas de magnetite e ulvospinela e


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titanomagnetites que derivam dos precedentes por oxidação. Ilmenite e pseudobroquite não são magnéticos. A hematite encontra-se, sobretudo, nas rochas sedimentares. É, muitas vezes, o único responsável pela magnetização remanescente nos depósitos vermelhos. Os minerais magnéticos têm, regra geral, pequeno tamanho (inferior a 10μm), sobretudo nas rochas sedimentares, e existem em percentagens muito baixas (0,01 a 0,05%). Nas rochas ígneas o magnetismo remanescente é adquirido quando do arrefecimento, logo que a temperatura desce abaixo do ponto de curie. Os elementos ferromagnéticos registam o campo magnético da altura. Muitas vezes magnetizações secundárias mascaram a magnetização remanescente natural. Ficam a dever-se à acção prolongada do campo magnético terrestre actual. Nas rochas sedimentares, a magnetização primária é de tipo detrítico; no momento do depósito as particulas magnéticas provenientes da erosão de rochas endógenas orientam-se conforme o campo magnético terrestre. A orientação definitiva parece fazer-se no momento de expulsão da água dos sedimentos, logo algo posterior ao depósito dos materiais sedimentares. Também ocorrem magnetizações secundárias nas rochas sedimentares à semelhança do que acontece com as rochas ígneas. As amostras para paleomagnetismo devem ser recolhidas com cuidado particular no que diz respeito à orientação relativamente à horizontal e ao Norte geográfico. Inversões do campo magnético Inversões de polaridade magnética. A polaridade do campo magnético terrestre inverteu-se por numerosas vezes no decurso do tempo. Diz-se que o campo é inverso quando apresenta sentido oposto ao do campo actual. Foram construídas escalas de inversões de polaridade: algumas zonas têm extensão entre 0,5 e 1 milhão de anos no interior das quais se detectam curtos intervalos de inversão (duração da ordem de 100 000 anos) chamados acontecimentos e que definem sub-zonas de polaridade magnética. Intervalos de dominante normal, de dominante inversa e perturbados. Correlação entre escalas de inversõs de polaridade e de escalas biostratigráficas. Limitações do método:

• o carácter binário do registo impossibilita o reconhecimento directo das magnetozonas; é necessário complementar a informação com dados biostratigráficos e/ou radiocronológicos.


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• as lacunas de sedimentação são difíceis de reconhecer e o sincronismo entre magnetozonas pode ser ilusório;

• não existem muitos cortes favoráveis à análise paleomagnética; • alguma confusão entre magnetozonas e sub-magnetozonas, sobretudo à

medida que os conhecimentos vão aumentando, permitindo maior resolução nos intervalos de polaridade magnética.

Actualmente, a escala está bem estabelecida até ao Cretácico superior. A frequência das inversões diminui com a idade até ao Cretácico médio. Entre o Albiano e o Santoniano existe um longo intervalo normal. No Cretácico inferior e no Jurássico as inversões voltam a ser frequentes. Para tempos mais antigos a informação é deficiente por não haver, nos oceanos actuais, fundos marinhos dessa idade. Variação da direcção de magnetização remanescente. "excursões" magnéticas. Projecção polar das direcções de magnetização. Insuficiências e poder de resolução do método.

DIAGRAFIAS Registo contínuo das variações de dada característica das rochas atravessadas por uma sondagem. Resistividade - resistência eléctrica de um cubo unitário de rocha. Em regra os minerais são isolantes (excepção: grafite, alguns sulfuretos e elementos metálicos); quando não o são isso fica a dever-se à sua porosidade; a corrente eléctrica passa através da água que ocupa os poros e a resistividade depende da salinidade da água. Todas as rochas compactas, granitos, gnaisses, quartzitos, evaporitos têm resistividade elevada (pode ultrapassar 1 000 e mesmo 10 000 Ω/m. As argilas são boas condutoras devido à sua porosidade (0,5 a 10 Ω/m). Potencial espontâneo (diagrafia PS). É a diferença entre o potencial de um eléctrodo fixo à superfície e o potencial variável do eléctrodo que se desloca no furo da sondagem. O potencial espontâneo ou a polarização espontânea medem-se em milivolt (mV). Pode determinar-se a resitividade da água de formação e a sua salinidade. Pode ter-se ideia dos componentes argilosos, da porosidade e da permeabilidade das rochas.


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Radiactividade natural ("gamma ray"). É medida com o auxílio de um cintilómetro descido por um cabo ao longo do furo. Ao contrário das diagrafias anteriores só pode ser efectuada após o entubamento do furo. Está relacionada com a presença de isótopos radiactivos emissores de raios gama(40K, 232Th, 238U e 235U). As principais rochas radiactivas são as plutónicas ou vulcânicas, arcoses e grauvaques, ricos de feldspatos e de micas, algumas areias ricas de zircão, monazite, esfena, alanite, ...), fosfatos, glauconites, argilas e sais de potássio, alguns carbonatos ricos de fosfatos ou de matéria orgânica, gnaisses, micaxistos, xistos e ardósias. São muito úteis para detectar bancos finos radiactivos. Espectrometria de raios gamma naturais (diagrafia espectral). Por análise do espectro de radiação gama natural, emitido espontâneamente pelas rochas, calculam-se os elementos radiactivos da familia do 40K, 232Th e 238U, responsáveis por essa radiactividade. Estas medições, combinadas com outros dados diagráficos, permitem determinar o tipo de argilas (caulinite, clorite, ilite, montmorilonite) e a percentagem de outros minerais radiactivos como micas, feldspatos, fosfatos ou minerais pesados contendo tório ou urânio, muitas vezes relacionados com matéria orgânica e sais potássicos. Índice de hidrogénio (diagrafia neutrónica). Faz-se o bombardeamento contínuo das rochas com neutrões com energia da ordem de 4 a 6 MeV produzidos por fontes especiais (Am-Be ou Pu-Be). Estes neutrões são travados pelas colisões com átomos leves de hidrogénio, atingindo um estado térmico a 0,025 eV. São então absorvidos pelos núcleos com emissão de radiação α e/ou γ. Um detector apropriado mede, quer a densidade dos neutrões epitérmicos quer a intensidade da radiação γ induzida. Estes valores dependem do número de átomos de hidrogénio por unidade de volume; o hidrogénio, estando relacionado com a água, com hidrocarbonetos ou com a composição molecular da rocha (átomos de hidrogénio que penetram na rede cristalina, gesso p. ex.) e, também, em menor grau, a outros átomos que entram na composição da rocha quer pelo seu poder de travagem (carbono, oxigénio, silício) quer pelo seu poder absorvente (boro, lítio, cloro, ferro). Densidade das rochas (diagrafia gamma-gamma). As rochas são submetidas a um bombardeamento contínuo com raios γ de energia igual a 662 KeV emitidos por uma fonte de 137Cs. Mede-se a intensidade de radiação γ difundida por efeito de Compton. Esta medição é proporcional à densidade electrónica das rochas a qual é proporcional à densidade.


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Índice de absorção fotoeléctrica (diagrafia litológica). A interacção dos raios γ emitidos com energia de 662 KeV por uma fonte de 137Cs com os electrões conduz, por um lado, à medida da densidade electrónica e, por outro, à determinação de um índice de absorção fotoeléctrica (de simbolo Pe) por aplicação do efeito fotoeléctrico. Este índice é proporcional ao número atómico dos elementos que entram na composição das rochas. É muito sensível à presença de ferro, estrôncio, estanho e de bário. Espectrometria de raios gama induzidos (diagrafia de análise elementar). A interacção de neutrões de alta energia incidente (14MeV) emitidos, periodicamente, por um gerador de partículas com o núcleo dos átomos provoca a emissão de raios γ. A espectrometria desta radiação permite dosear o hidrogénio, carbono, oxigénio, enxofre, cloro, cálcio, silício e ferro, o que permite caracterizar as rochas atravessadas pela sondagem. Medida dos campos de relaxamento neutrónico (Diagrafia de salinidade). Bombardeiam-se, de modo intermitente, as rochas com neutrões de alta energia incidente (14MeV) e mede-se a população de neutrões térmicos em dois momentos diferentes. A variação na população é função da secção de captura global da unidade lítica que, por sua vez, está relacionada com a secção de captura (simbolo ∑, unidade barn 10-24cm2) de cada um dos núcleos atómicos que entram na composição da rocha (contentor e contido) e à sua percentagem volúmica na rocha. Tempo de percurso de ondas sonoras (Diagrafia sónica) Regista-se o tempo de percurso de uma onda sonora para percorrer a distância entre a fonte emissora e um receptor descido no poço. Os tempos de trajecto dependem da natureza lítica, massa volúmica e características elásticas das rochas; da natureza dos fluidos presentes; da textura (dimensão, forma dos grãos e dos poros, natureza do contacto entre grãos ou cristais, repartição e conexão dos poros); da estrutura (homogeneidade ou heterogeneidade, presença de laminações, de fracturas, inclinação das camadas e das fracturas); da pressão e da temperatura. A medida de dois tempos de precurso em combinação com a determinação da densidade permite obter módulos de elasticidade. Tempo de propagação e de atenuamento de uma onda electromagnética (Diagrafia dielétrica). Com o auxilio de um emissor envia-se para o corpo lítico uma onda electromagnética de muito alta frequência 1,1GHz). Mede-se o tempo (em ns/m)que leva essa onda a percorrer 4 cm. Este tempo depende da constante dielétrica média da unidade que, por sua vez, está relacionada: com a composição mineralógica da rocha; com a natureza dos fluidos presentes; com a textura da rocha (forma e


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arranjo dos grãos, disposição relativamente ao campo electromagnético, repartição dos poros), com a estrutura sedimentar (declive aparente). A água, qualquer que seja a sua salinidade, tem uma constante dielétrica muito elevada (78,3) comparada à dos hidrocarbonetos (1 a 2) e à dos minerais comuns (4 a 9). Esta medida permite, portanto, determinar a saturação em água do corpo rochoso. A atenuação da onda (em db/m) depende sobretudo da salinidade. Inclinação das camadas. Aparelhos munidos de 4 braços independentes formando ângulos de 90° entre si; cada um tem um patim no qual estão ligados ou um electrodo alongado (aparelho HDT) ou dois pequenos electrodos circulares que enviam corrente, situados horizontalmente e afastados 3 cm um do outro (aparelho SHDT). Estes aparelhos têm elevada sensibilidade devido às pequenas dimensões dos electrodos (1 cm de diâmetro) e à pequena distância de leituras (2,5 a 5mm de distância vertical). É possivel distinguir bancadas da ordem do cm desde que tenham algum contraste na resistividade. Temperatura (Diagrafia térmica). Mede-se a temperatura com o auxilio de um termometro constituido por um filamento metálico cuja resistência muda com a temperatura. O gradiente geotérmico depende da litologia, as variações podem caracterizar mudanças litológicas, em particular a presença de níveis de evaporitos, de carvão ou de rochas porosas. Coesão das rochas. O diâmetro do furo de sondagem é ligeiramente superior ao da broca. Varia com a coesão das rochas atravessadas, a sua porosidade, textura, estrutura e a diagénese que sofreram. Ao nível das rochas porosas e permeáveis há um estreitamento ligeiro no diâmetro. As cascalheiras e areias não consolidadas, as argilas e rochas fracturadas podem escorregar, provocando aumentos fortes no diâmetro do furo. Pelo contrário argilas expansivas ou sobre-compactadas reduzem a abertura do furo chegando a bloquear a broca. Conceito de electrofácies: conjunto de respostas diagráficas que caracterizam um banco e que permitem distingui-lo dos bancos vizinhos. Conceito de electrosequência: intervalo de pronfundidade maior que a resolução vertical do dispositivo de medida, em que há uma variação gradual e contínua entre dois valores extremos do parâmetro medido. Estas variações podem reflectir: mudança gradual da composição mineralógica (enriquecimento progressivo em argila de um arenito, de um calcário em dolomite, ...); evolução da textura (tamanho do grão, p. ex.) reflectindo granulotriagem positiva ou


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negativa; variação na composição mineralógica e da textura (conglomerado ⇓ areia ⇓ argila); evolução da saturação na zona de transição entre o reservatório de petróleo e o de água (aparece expresso, sobretudo, nas curvas de resistividade). As electrosequências são divididas em electrobancos de acordo com a amplitude das variações. Em resumo, as diagrafias dão indicações sobre a composição das rochas, textura e estruturas sedimentares, porosidade, ambiente de deposição, diagénese, tectónica, estratigrafia. ESTRATIGRAFIA SÍSMICA Os métodos sísmicos desempenham um papel fundamental em estratigrafia de unidades situadas no subsolo. Fundamentam-se na análise da propagação na crosta terrestre de ondas sísmicas provocadas à superfície por explosões, por choque mecânico ou por vibrações. As ondas propagam-se no subsolo com velocidades diferentes conforme a natureza dos terrenos atravessados. As ondas emitidas reflectem-se (sísmica de reflexão) e refractam-se (sísmica de refracção) ao atravessar as camadas de rochas e são depois registadas na superfície por geofones ou sismógrafos que transformam a vibração em corrente eléctrica. Regista-se o tempo de percurso entre o abalo e o regresso da onda depois de reflectida em uma ou mais superfícies de descontinuidade litológica (conhecida a velocidade de propagação e o tempo deduz-se a profundidade do reflector). Uma aplicação muito importante da sismostratigrafia é a de pôr em evidência sequência sedimentares em função das variações do nível do mar. As transgressões traduzem-se por sequências positivas e as regressão por sequências negativas, conforme um esquema clássico pondo em evidência descontinuidades de 1ª e 2ª ordem. Vail, Mitchum e Thompson utilizaram estas noções elementares na análise de perfis sísmicos e na interpretação de dados sedimentológicos em termos de estratigrafia e de paleogeografia. Propuseram um diagrama com as variações eustáticas do nível do mar no Fanerozóico no qual distinguem: • dois ciclos de 1ª ordem (200 a 400 Ma); o primeiro desde o Pré-Câmbrico terminal até à base do Triásico e o 2º até à actualidade; • 13 ciclos de 2ª ordem ou paraciclos (10 a 80 Ma); a duração diminui desde o Câmbrico até à Actualidade, não necessariamente devido a causas geológicas mas a falta de dados à medida que recuamos no tempo;


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• muitos ciclos de 3ª ordem (1 a 10 Ma) que até agora apenas foram caracterizados no Mesozóico e no Cenozóico. Problemas: • relacionados com a sedimentação nas planícies abissais, que é quase nula durante os níveis marinhos altos e muito activa na plataforma continental, e a haver, muitas vezes, mais descontinuidades nas planícies abissais do que nas margens continentais; • deformação tectónica nas margens continentais pode alterar ou compensar o eustatismo. • problemas relacinados com variações do nível do mar devidas a modificações do geoide, perturbações gravitacionais e irregularidades na rotação da Terra (ciclos de Milankovitch). Estratigrafia sequencial

O facto de as rochas sedimentares poderem ser descritas como conjuntos de

estratos presumivelmente depositados durante as transgressões separados por

intervalos de não deposição nas regressões constitui a base da estratatigrafia

sequencial. Os limites maiores de sequências deposicionais são devidos a variações

eustáticas do nível do mar, associadas com mudanças climáticas ou com variações na

velocidade de expansão oceânica. A tectónica local pode, também, influenciar a

geração de sequências.

A descrição das sucessões estratigráficas em termos de sequências limitadas

por descontinuidades revelou-se um instrumento importante na pesquisa petrolífera já

que as descontinuidades podem ser reconhecidas nos perfís sísmicos. Pesquisadores

da Exxon Corporation desenvolveram os conceitos de estratigrafia sequencial tendo

proposto uma curva de variação eustática do nível dos oceanos durante o Fanerozóico.

A Estratigrafia Sísmica de reflexão (estudo de horizontes estratigráficos e fácies

correspondentes a partir de perfis sísmicos) contribui para a interpretação e

modelização estratigráfica das fácies e para a reconstituição da história geológica

duma bacia sedimentar, sobretudo quando conjugada com os dados fornecidos por

sondagens executadas na mesma área.


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A análise de uma determinada região feita a partir dos elementos da Estratigrafia

Sísmica permite pôr em evidência superfícies isócronas de descontinuidade e

superfícies correlativas de continuidade. Permite ainda, reconhecer unidades genéticas

(por ex: sequências deposicionais — MITCHUM, 1977) no conjunto dos sedimentos que

preenchem uma bacia sedimentar ou margem continental, úteis para o

desenvolvimento da Estratigrafia Sequencial (VAIL et al., 1987). A sua definição sucinta

constitui a metodologia que permite definir um quadro cronostratigráfico à escala

global, baseando-se na datação precisa de descontinuidades de origem eustática, que

limitam unidades genéticas de deposição.

A Estratigrafia Sequencial, consiste, essencialmente, na identificação das camadas

geneticamente correlacionáveis; teve origem na análise sísmica da geometria dos

depósitos sedimentares. Fundamenta-se em vários conceitos partindo da hipótese que

a organização sedimentar é controlada por ciclos eustáticos, i.e., variações globais do

nível do mar (positivas ou negativas) que permitem correlações à escala do Globo.

Este princípio teve, inicialmente, uma grande aceitação.

É um método sintético desenvolvido por Vail e seus colaboradores (VAIL et al.,

1977; 1987; 1991; HAQ et al., 1987; 1988; VAN WAGONER et al., 1988; HAQ, 1991;

MITCHUM & VAN WAGONER, 1992; POSAMENTIER et al., 1992; POSAMENTIER & ALLEN,

1993; POSAMENTIER & JAMES, 1993) a partir da análise de perfís sísmicos e da

observação de campo das relações geométricas entre conjuntos de estratos

genéticamente relacionados (unidades genéticas) e das unidades cronostratigráficas,

tentando estabelecer um gráfico, tão detalhado quanto possivel, dos ciclos eustáticos.

Aubry (1992), afirma que a Estratigrafia Sequencial é entendida por muitos Geólogos

como a expressão no registo estratigráfico da história das variações do nível do mar,

principalmente devido a variações eustáticas que permitam correlações a escala global.

A Estratigrafia Sequencial é, pois, um conjunto de procedimentos que permitem

identificar as camadas geneticamente correlacionáveis, tendo, como ponto de partida, a

análise sísmica da geometria dos depósitos cuja organização sedimentar é controlada

por ciclos eustáticos, permitindo correlações globais.

Esta nova leitura a partir da Estratigrafia Sequencial deve apoiar-se em dados

litostratigráficos e biostratigráficos.


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A Estratigrafia Sequencial foi largamente aplicada com graus variáveis de rigor e

de precisão. As dificuldades surgidas têm diversas origens: o modelo conceptual que

descreve a organização dos depósitos e as variações eustáticas foi definido a partir dos

dados da estratigrafia sísmica e não por análise directa de campo; o modelo diz

respeito, no essencial, aos sedimentos siliciclásticos e a sua adaptação às fácies

carbonatadas não é de aplicação imediata.

Para a aplicação correcta da Estratigrafia Sequencial é necessário ter em conta

algumas restrições:

1 - um bom conhecimento dos conceitos fundamentais aplicáveis em qualquer

circunstância;

2 - a adaptação do modelo aos paleoambientes e depósitos em estudo;

3 - a transferência de princípios e métodos para a análise de afloramentos.

APLICAÇÃO DOS CONCEITOS DE ESTRATIGRAFIA SEQUENCIAL

Os conceitos da Estratigrafia Sequencial, segundo POSAMENTIER & JAMES (1993),

podem ser utilizados, fundamentalmente, com objectivos sintéticos e analíticos. Os

primeiros, envolvem a datação dos modelos desenvolvidos a partir das sucessões

estratigráficas locais, através da correlação da estratigrafia local com a curva dos ciclos

globais de HAQ et al. (1987). Os segundos, envolvem a previsão da litologia com base

na interpretação da ciclicidade dos registos fornecidos pelas rochas (POSAMENTIER et

al., 1988).

No primeiro caso, a idade dos modelos é baseada na assumpção de que as

sucessões estratigráficas preservadas na bacia sedimentar dependem mais do

eustatismo do que da tectónica local. Isto significa que as variações eustáticas variam

com maior frequência e amplitude que o tectonismo local e portanto são dominantes.

Do ponto de vista analítico, a aplicação da Estratigrafia Sequencial envolve o

reconhecimento da litologia como resposta às variações do nível relativo do mar

(eustatismo) e da tectónica. Preocupa-se com a interpretação e modelização das

associações de fácies a partir de dados de geologia de subsolo, recorrendo à

estratigrafia sísmica, ou de dados de campo que permitam reconhecer os limites dos

ciclos e as suas partes constituintes numa determinada bacia sedimentar. O objectivo é

reconhecer, de entre os materiais que constituem o enchimento de uma bacia


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sedimentar, os que são limitados por superfícies de descontinuidade que

correspondam a mudanças nas condições de génese e que afectem o conjunto da

bacia. Estas unidades são designadas por unidades genéticas.

O estudo de uma bacia sedimentar deve iniciar-se pelos aspectos analíticos,

tentando reconhecer as unidades genéticas e precisar, o mais possível, a datação dos

diferentes eventos bem como os seus limites. Deve recorrer-se a toda a informação

disponível, sendo o resultado final tanto mais fiável quanto mais e melhor informação

se dispuser. A posição dos limites das unidades genéticas faz-se a partir de dados de

geologia de campo, com o reconhecimento das descontinuidades através de

observações de superfície ou de subsolo (sísmica e sondagens). A datação deve

fazer-se utilizando os dados biostratigráficos disponíveis a que se devem juntar, se

possível, dados magnetostratigráficos e/ou outros. Numa segunda fase (análise

sintética) comparam-se os dados obtidos com os de outras bacias vizinhas e com os

dados a escala global para verificar se há ou não coincidência de acontecimentos, e

deduzir e caracterizar os fenómenos locais, regionais e globais.

Unidades genéticas, sequencias deposicionais e cortejos sedimentares

As unidades genéticas constituem os materiais que enchem a bacia sedimentar

separados por superfícies que indicam, ou reflectem, os acontecimentos que

afectaramn toda a bacia. Os dados estratigráficos mais facilmente observáveis são as

superfícies de descontinuidade, reconhecíveis, essencialmente, no bordo das bacias

sedimentares, e que passam a superfícies de continuidade para o interior da bacia. As

unidades genéticas correspondem, pois, a unidades alostratigráficas.

As sequencias deposicionais correspondem aos estratos geneticamente

relacionados, relativamente concordantes, delimitados a tecto e a muro por

descontinuidades e pelas continuidades correlativas que podem ser de tipo 1 ou 2.

A sequencias deposicionais de tipo 1 são as que se iniciam por descontinuidades

de tipo 1, geradas por descidas bruscas do nível do mar e que implicam erosão sub-

aérea em grande parte da plataforma, e erosão submarina na parte mais profunda e

mesmo do talude. As sequencias de tipo 2 são as que têm na base descontinnuidades


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de tipo 2, geradas por descidas lentas do nível do mar, e que implicam uma emersão

parcial da planície costeira não acompanhada por erosão sub-aérea.

Os parâmetros que se utilizam para a classificação e sistematização das

sequencias deposicionais são: as mudanças relativas de recobrimento costeiro que

refelectem as subidas do nível do mar; a localização da linha de costa que marca os

episódios transgressivos e regressivos; a localização das superfícies de biselamento

basal; e as secções condensadas.

As secções condensadas definem-se como as fácies depositadas nos

momentos de extensão máxima do mar durante um ciclo eustático e que correspondem

ao limite entre o intervalo de subida e de descida do nível do mar; separam as fácies

transgressivas das regressivas numa dada sequencia deposicional. Caracterizam-se

por abundância e diversidade dos fósseis, presença de minerais autigénicos, como

fosfatos, glauconite, etc.; abundância de materiais orgânicos; taxa de sedimentação

muito baixa (em regra inferior a 1 cm / 1000 anos). Assim, a maioria dos sedimentos

pelágicos, e boa parte dos hemipelágicos, correspondem a sedimentação condensada.

As sequencias deposicionais inserem-se em ciclos de ordem diversa. Os 1º

ordem têm duração superior a 50 Ma e podem ser considerados tectono-eustáticos;

correspondem a mudanças maiores na posição das linhas de costa devidas a

fragmentação dos supercontinentes. Os ciclos de 2ª ordem são, também, considerados

como tectono-eustáticos e podem ser interpretados como estando relacionados com

mudnaças maiores na posição das linhas de costa devido a mudanças nas taxas de

subsidência tectónica responsável pelas grandes transgressões e regressões que

podem ser globais. Os ciclos de ordem inferior (3ª e 4ª ordem) parecem estar

relacionados com alterações no espaço disponível para a sedimentação (espaço de

acomodação). Os de 3ª ordem correspondem às sequencias deposicionais e são

delimitados por superfícies de descontinuidade que marcam interrupções na

sedimentação com ou sem erosão das plataformas. Podem dever-se a factores globais,

regionais ou locais. Os factores globais são as mudanças eustáticas. Os de 4ª ordem

podem dever-se a factores locais ou a glacio-eustatismo.


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As sequencias deposicionais podem ser subdivididas em cortejos sedimentares

e em parasequencias. Estas últimas são sucessões relativamente concordantes de

estratos limitados por superfícies de inundação marinha.

Os cortejos sedimentares correspondem a conjuntos de sistemas deposicionais

contemporâneos e formados sob as mesmas condições de nível do mar. Por exemplo,

um cortejo sedimentar é formado pelos sistemas deposicionais fluvial, costeiro, de

platforma e de talude que passam, gradualmente, de uns aos outros, e que estão

incluídos na mesma sequencia deposicional, e se formaram num intervalo de tempo

com polaridade definida do nível do mar (subida, descida, estabilização). Os modelos

de cortejos sedimentares são estabelecidos em função dos seus limites, da posição na

sequencia deposicional, da geometria e do carácter transgressivo, ou regressivo,

progradante ou retrogradante.

Assim, as superfícies de descontinuidade limitam cortejos sedimentares

associados em sequências de deposição de 3 tipos:

− o cortejo sedimentar de baixo nível marinho é o termo inferior de uma

sequência que sucede a uma descontinuidade de tipo 1 ou 2.

− o cortejo transgressivo é o termo médio de uma sequência. Forma um

biselamento de agradação retrogradante (em direcção ao continente); fica

compreendido entre a superfície de transgressão, na base, e a superfície de

máxima inundação, no topo.

− o cortejo de alto nível marinho constitui o termo superior de uma sequência.

O modelo de organização geométrica dos depósitos sedimentares depende do

espaço criado pela acumulação potencial de sedimentos. Este espaço disponível

(poder de acomodação) é função de dois parâmetros essenciais: a taxa de subsidência

e a variação do nível do mar. Se a taxa de subsidência se comportar de uma forma

relativamente constante, a variação do nível do mar determina o enquadramento do

espaço disponível.

Nas plataformas estáveis, onde a produção sedimentar é relativamente constante,

as características geométricas dos depósitos apresentam as seguintes características:


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− deslocamento do biselamento de agradação costeiro em direcção ao continente

durante um período de subida das águas, e em direcção ao centro da bacia

quando há abaixamento do nível marinho;

− evoluções batimétricas numa sequência de deposição, i.e., a profundidade da

sedimentação diminui, geralmente, nos cortejos sedimentares de baixo nível e

cresce no cortejo transgressivo, portanto quando há aumento do nível das

águas.

O modelo definido por Vail e colaboradores foi definido numa margem continental

passiva e assenta em 4 pressupostos: a taxa de subsidência do fundo do mar é

constante; a subsidência da margem aumenta para o interior do oceano; o acarreio

sedimentar é constante; a variação eustática do nível do mar, para intervalos

relativamente curtos de tempo (alguns Ma), tem um comportamento sinusoidal. A taxa

de variação eustática é zero nos máximos e minímos da curva; marcam o final de uma

subida e o início de uma descida ou o final de uma descida e o principio de uma

subida. Os máximos e mínimos da taxa de variação correspondem a aos pontos de

inflexão da curva e situam-se nos pontos médios dos ramos ascendentes e

descendentes da curva.

O caso mais simples é o de uma sedimentação com taxa constante. Quando

ocorre uma descida rápida do nível do mar, e se forma uma descontinuidade de tipo 1,

passa-se de um cortejo de nível alto, progradante e regressivo, a um intervalo em que

domina a erosão com redepósito de materiais em leque submarino. Passado o ponto

de inflexão, e antes de atingir o mínimo da curva, reenicia-se a sedimentação, mas em

áreas mais afastadas do continente, com um novo dispositivo progradante que se

instala numa superfície de disconformidade com geometria de biselamento basal sobre

os depósitos anteriores do leque submarino.

Quando a descida é lenta, com sedimentação constante com taxa uniforme que

supera a taxa de incremento do espaço de acomodação, haverá tendência regressiva.

Para o intervalo descendente da curva, compreendido entre o máximo e o ponto de

inflexão, há diminuição do espaço disponível pelo que se depositam corpos líticos com

volume decrescente dos materiais agradados (sequencias estratodecrescentes)

enquanto que na parte progradante se dá o contrário. Trata-se de um intervalo com

taxa de regressão crescente. Quando se atinge o ponto de inflexão, a taxa de


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incremento do espaço disponível é zero; gera-se uma descontinuidade de tipo 2, que

implica emersão parcial da plataforma. Na parte da curva compreendida entre o ponto

de inflexão e o mínimo da curva eustática inverte-se a polaridade do dispositivo

regressivo de tal modo que a taxa de regressão diminui e com ela os diversos corpos

sedimentares depositados em sucessivas unidades de tempo geram dispositivos

geométricos contrários aos anteriores.

Cortejos sedimentares em margens continentais siliciclásticas

Nas margens continentais passivas, com acarreio sedimentar continuo, as

variações do nível do mar produzem cortejos sedimentres cíclicos.

A partir do limite inferior da sequencia deposicional, marcado por uma

descontinuidade de tipo 1, ocorrem os depósitos locais de enchimento dos vales

encaixados e/ou dos canhões submarinos. O primeiro cortejo é o leque submarino a

que se segue uma cunha do cortejo de nível baixo que inclui complexos de canais e

progradantes. Sobre este cortejo, e separado por uma superfície transgressiva,

deposita-se o cortejo transgressivo que termina pela superfície de máxima inundação

que passa lateralmente a uma secção condensada. Sobre esta superfície, inicia-se o

cortejo de nível alto, progradante e regressivo, que termina por nova superfície de

descontinuidade, neste caso de tipo 2. No início da sequência seguinte deposita-se um

cortejo em cunha de bordo de plataforma.

Assim, o cortejo de nível alto é o conjunto de sedimentos depositados quando o

nível do mar está alto e que se caracteriza por dispositivos progradantes . A

progradação, quando os acarreios são suficientes, corresponde ao avanço dos

sistemas deposicionais deltaicos sobre os de plataforma e destes sobre os de talude.

Uma descida brusca do nível do mar provoca a exposição sub-aérea da

plataforma e o início do cortejo de nível baixo. Globalmente, estes são conjuntos de

sedimentos depositados numa fase de nível baixo do mar. Imediatamente após uma

descida brusca do nível do mar há interrupção na sedimentação e erosão que

ocasionam o aparecimento de descontinuidades de tipo 1 sobre as quais se depositam

os cortejos de nível baixo. Estes depósitos podem ser de dois tipos: cortejos de leque

submarino — acumulações de depósitos derivados da erosão da plataforma e das

partes altas do talude em fases de de nível baixo, caracterizados pela presença de


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turbiditos e fácies afins; cunhas de nível baixo — depositadas quando o mar tem o nível

mais baixo (mínimo eustático); este cortejo é constituído por sistemas deposicionais

regressivos, acumulados sobre o antigo talude, no final de uma descida rápida do nível

do mar, quando a linha de costa se desloca para o talude superior. Na base da cunha

de nível baixo individualiza-se um complexo de canais com fácies hemipelágicas com

intercalações de turbiditos não relacionados com leques.

Se a descida é lenta, e a descontinuidade formada é de tipo 2, o cortejo de nível

baixo é muito diferente dos anteriores. Forma-se um cortejo de margem de plataforma,

que é um conjunto de sistemas deposicionais acumulados sobre a plataforma

continental externa e o talude, formado por corpos regressivos com configuração

sigmoidal, com aumento de espessura para a parte superior devido a um aumento

progressivo do espaço de acomodação.

Uma subida rápida do nível do mar produz uma transgressão sobre as áreas

costeiras e o depósito de sedimentos hemipelágicos sobre a plataforma. As condições

sedimentares, anteriormente predominantemente regressivas, mudam e instala-se um

cortejo transgressivo constituído por parasequencias retrogradantes desenvolvidas

durante a subida relativa do nível do mar. A superfície culminante do cortejo

transgressivo é a superfície de máxima inundação em relação com a qual se depositam

as séries condensadas. Quando se ultrapassa o ponto de inflexão modificam-se as

condições sedimentares e implanta-se novo cortejo de nível alto com dispositivos

progradantes com o que termina o ciclo.

Diferenciam-se dois tipos de sequências deposicionais conforme o tipo de

descontinuidade da base e com a distribuição dos cortejos sedimentares. As

sequencias deposicionais de tipo 1 (com descontinuidade basla de tipo 1)

caracterizadas por uma sucessõa de cortejos sedimentares passando de cortejos de

baixo nível a cortejos transgressivos e cortejos de nivel alto, enquanto as sequencias

deposicionais de tipo 2 (com descontinuidade basal de tipo2) compreende os cortejos

de margem de plataforma, transgressivo e de nível alto. Nas sequencias de tipo 1

desenvolve-se um cortejo de nível baixo com erosão da plataforma e redeposição nas

partes profundas (leques submarinos) enquanto que as sequencias de tipo 2 se iniciam

com um cortejo de margem de plataforma.

TERMOLUMINESCÊNCIA


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Termoluminescência natural é a propriedade de certos minerais libertarem emissões luminosas por estimulação térmica desde que antes tenham sido submetidos a radiação natural ou artificial por urânio, tório, potássio 40, .... Resulta da libertação de energia produzida pelo deslocamento de electrões no interior dos cristais. Nas condições normais de temperatura estes electrões tendem a situar-se nos defeitos da rede cristalina. Quando se eleva a temperatura de algumas centenas de graus os electrões libertam-se e são emitidos fotões. As emissões são muito fracas e são necessários fotomultiplicadores para as registar. A intensidade luminosa é registada em curvas em função da temperatura. Quase todos os minerais são termoluminescentes (quartzo, feldspatos, calcite, dolomite, zircão, apatite, piroxenas, ...). A sua termoluminescência está relacionada com as condições de cristalização ou de recristalização, a pressão, a temperatura, a dose de radiação recebida, e não é afectada pela alteração. Termoluminescência artificial. Aplicações:

• geocronologia; a intensidade da termoluminescência é função da dose de radiação recebida; a altura do pico de termoluminescência natural é proporcional à idade. Normalmente basta conhecer a altura do pico resultante de uma dose anual de radiação do mineral. A dose total medida na amostra dividida pela dose anual dá a idade. Aplica-se no Quaternário, entre o limite de aplicação do 14C (±50 000 anos) e o início do K/Ar (100 000 e os 200 000 anos);

• cronologia relativa; • paleogeografia; • correlação de níveis litologicamente semelhantes.

RESSONÂNCIA ELECTRÓNICA DE SPIN A RES explora a acumulação, devida a radiactividade natural, de electrões celibatários nos defeitos cristalinos. Um electrão pode ser considerado como uma esfera carregada negativamente e afectada por um movimento de rotação. Portanto possui um momento magnético ou spin não nulo. Nos átomos e moléculas, os electrões estão associados em pares com spin opostos o que garante a neutralidade magnética global. As radiações produzidas pela radiactividade natural interagem com o meio ambiente essencialmente por ionização. Nos minerais, a maior parte dos electrões livres assim criados recombinam-se quase imediatamente com os iões deficitários de electrões, mas uma pequena parte fica retida nos defeitos da rede cristalina


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(impurezas, deslocações, ...). Estes electrões não emparelhados comportam-se como pequenos imans podendo responder a um campo magnético externo suficientemente poderoso. É esta propriedade que é usada nas medições de RES. Em geocronologia o método é aplicado na datação de depósitos carbonatados (estalagmites, estalactites, travertinos, concreções diversas) pleistocénicos, corais e conchas marinhas. Pode aplicar-se a ossos fósseis e mesmo a falhas a partir do quartzo de enchimento. MÉTODOS GEOQUÍMICOS Teor de fluor nos ossos O teor crescente de fluor nos ossos e dentes quaternários. Aplicações , p. ex. ao "homem de Piltdown". Racemização de aminoácidos Os aminoácidos podem conservar-se durante a fossilização. Apresentam duas formas estruturais para a mesma composição química (isómeros) que se distinguem pelas propriedades ópticas (levógiras e dextrógiras). Os organismos produzem, essencialmente, aminoácidos levógiros que, após a morte, se transformam em dextrógiros atingindo um equílibrio entre as duas formas, ópticamente inactiva (racemização) a velocidade de racemização depende dos aminoácidos intervenientes e da temperatura. A razão entre os dois isómeros permite conhecer o tempo decorrido após a morte do organismo. Exemplos: metade do tempo de racemização do ácido aspártico é de 5 700 anos a uma temperatura de 20°; da isoleucina é de 100 000 anos. Dificuldades de aplicação:

• pureza das amostras (sem contaminações); • controlo da temperatura a que o aminoácido esteve sujeito no decurso

dos processos de fossilização e de diagénese. Isótopos estáveis Condições para que modificações geoquímicas na composição dos oceanos possam servir de marcadores estratigráficos:

• ser reconhecida à escala global; • ter curta duração;


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• ser possivel de localizar, sem ambiguidade, na escala temporal. Relação 18O/16O Selecção dos isótopos de oxigénio pela evaporação da água. Enriquecimento do vapor em 16O e do liquído em 18O. Valor da razão 18O/16O=1/500, em condições normais. Variação em função dos ambientes:

• a água doce é mais rica de 16O do que a água salgada de onde provém por evaporação e precipitação;

• águas quentes são mais ricas de 18O por se evaporarem mais; • a relação 18O/16O é maior nas águas intertropicais do que nas polares e

maior no verão do que no inverno.

As conchas dos organismos aquáticos retêm esta relação por se encontrarem em equilíbrio com o meio. O valor da relação 18O/16O pode indicar a temperatura da água e as suas variações sazonais. Limitações do método:

• mistura de águas oceânicas; • velocidade de sedimentação; • precisão da amostragem; • dissolução selectiva das conchas.

Outro isótopos utilizáveis:

• 13C/12C; • 18O/34S • 87Sr/86Sr.

CORRELAÇÕES Conceito e métodos de correlação A correlação como operação fundamental da Estratigrafia; estabelecimento de correspondência temporal ou contemporaneidade, entre unidades litológicas mais ou menos afastadas geográficamente. Unidades equivalentes ou sincrónicas:

• se houver continuidade e passagem lateral entre elas;


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• se as unidades, mesmo de fácies diferentes estiverem enquadradas por outras equivalentes;

• se contiverem fósseis característicos da mesma idade; • se forem da mesma idade segundo determinações radiométricas.

Insuficiência da semelhança de fácies para o estabelecimento de correlações sincronas. O estabelecimento de correlações por comparação das características das unidades:

• relações geométricas; • litologia; • conteúdo paleontológico; • sedimentologia; • geofísica; • geoquímica; • paleomagnetismo; • geocronologia isotópica; • geomorfologia; • paleossolos.

Métodos geométricos de correlação Continuidade litológica com as unidades encaixantes. Superfícies de descontinuidade. Métodos físicos de correlação Geocronologia, magnetostratigrafia, diagrafias, sismostratigrafia, termoluminescência. Métodos sedimentológicos e geoquímicos Marcadores litológicos, minerais argilosos, minerais pesados, tefrocronologia, análise sequêncial, análise isotópica, análise de oligoelementos. Métodos paleontológicos Métodos geomorfológicos e de paleossolos Variações de geomorfologia induzidas por variações bruscas de clima (glaciações, p. ex.). Aplicação ao Quaternário. Limitações derivadas da dificuldade de reconhecimento de fases sucessivas de glaciações diferentes.


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Os solos, o material original e o clima. Os solos fósseis como indicadores de mudanças bruscas de climas se a evolução diagenética for fraca. Aplicação ao Quaternário. Métodos quantitativos de correlação Métodos automáticos com base em bancos de dados. Diagramas em rede. Coeficientes de correlação. Espectros de associação e de exclusão. Compatibilidade de espécies. Associações unitárias. Intervalos de coexistência e de separação. Omni-associações. Horizontes locais. Equivalentes permutatórios. Escala biocronológica como uma sucessão irreversível de intervalos de coexistência de espécies exclusivas. Exemplos de aplicação. Correlação de escalas estratigráficas Correlação entre escalas biostratigráficas regionais. Correlações entre escalas baseadas em organismos marinhos e em organismos continentais através da análise das fácies de transicão e dos ambientes marinhos litorais. O elevado interesse dos pequenos mamíferos. Tentativas e dificuldades de estabelecimento de escalas globais. Exemplos. Correlações entre escalas radiocronológicas globais, paleomagnéticas, biostratigráficas de foraminíferos planctónicos e de nanoplâncton através do estudo dos fundos oceânicos. O "Deep sea drilling project". Possibilidade de utilização até os 200 Ma nos oceanos Atlântico e Pacífico. Precisão dos resultados e densidade de amostragem. SÍNTESE Escolha dos métodos de estudo Principais condicionantes do método de estudo a utilizar. • Finalidade da pesquisa • datação biocronologia; • radiocronologia. • Correlações à escala da bacia sedimentar • métodos sedimentológicos; • físicos; • biocronológicos; • paleoclimáticos;


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• gecronológicos e de paleossolos. • Correlações entre bacias sedimentares • biocronologia; • paleobiogeografia; • eustatismo;

• inversões de polaridade magnética (pelas dominantes normal, inversa e perturbada);

• paleoclimáticos; • tefrocronologia. • Dados disponíveis • Sequências fossilíferas • biocrologia; • paleoecologia; • paleoclimatologia; • paleobiogeografia.

• Sequências de rochas ígneas e/ou sedimentares com minerais radioactivos • radiocronologia. • Modo de investigação • Estudos de superfície • biostratigrafia; • sedimentologia; • radiocronologia; • paleomagnetismo; • paleoclimatologia. • Estudos de subsolo • diagrafias; • sísmica de reflexão; • biostratigrafia (microrganismos); • paleoecologia; • paleobiogeografia; • paleoclimatclogia. Relações entre processos geodinâmicos globais e evolução biológica Relações entre o entumescimento térmico das cristas oceânicas e as transgressões marinhas. Desenvolvimento da fauna e flora marinhas por aumento do


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espaço vital. Exemplos de renovação faunística e mudanças eustáticas no Jurássico. Isolamento das formas continentais, endemismos e evolução disjunta. A diminuição da taxa de expanção oceânica, redução das cristas médias e regressões marinhas. Continentalização dos climas redução das plataformas marinhas; diminuição do espaço vital em domínio marinho e, consequente isolamento de faunas e floras; expansão e diversificação dos organismos continentais. Inversões de polaridade magnética e evolução biológica. A anulação do campo magnético terrestre quando das inversões de polaridade; destruição dos anéis de Van Allen e o aumento de radiação cósmica sobre a superfície terrestre. Rupturas evolutivas e acumulação de biomassa nos fundos oceânicos. Coincidência entre algumas das grandes mudanças no mundo biológico e as inversões de polaridade. Neocatastrofismo; continuidade e descontinuidade alternantes ao longo da história da Terra. Influência da escala de observação - toda a continuidade (sincronia) a grande escala se transforma em descontinuidade (heterocronia) a pequena escala. Sínteses paleogeográficas As síntese locais e regionais; correlações. As análises globais. reconstituição das áreas marinhas e continentais à escala do Planeta e sua evolução temporal. Geoistória.

Hadaíco – 4600-4000 Ma

Arcaico – 4000-2500 Ma

Proterozóico – 2500 – 650 Ma

Fanerozóico:

Vêndico (650-540 Ma)

Câmbrio (540-500 Ma)

Ordovícico (500-435 Ma)

Paleozóico (650-250 Ma) Silúrico (435-410 Ma)

Devónico (410-360 Ma)

Carbonífero (360-300 Ma)

Pérmico (300-250 Ma)

Triásico (250-205 Ma)

Mesozóico (250-65 Ma) Jurássico (205-135 Ma)

Cretácico (135-65 Ma)

Paleocénico (65-53 Ma)

Paleogénico Eocénico (53-34 Ma)

(65-23.5 Ma) Oligocénico (34-23.5 Ma)

Miocénico (23.5-5.3 Ma)

Cenozóico (65 Ma- Act.) Neogénico

(23.5-1.8 Ma) Pliocénico (5.3-1.8 Ma)

Plistocénico (1.8-0.001 Ma)

Quaternário

(1.8 Ma- Act) Holocénico (0.001 – Act.)

1) Descrever o Hadaíco (orogenia, subdivisões, limites, etc).

A Terra formou-se à 4600 Ma, estas datações são feitas essencialmente a partir de

meteoritos. Este é o período de formação da Terra, em que devido ao arrefecimento

do magma, se dá a formação do manto e consequente formação da crosta continental

e oceânica. Durante este período, também se dá a modificação do ambiente da Terra

e em relação aos compostos químicos, temos um aumento de C, N e O e uma

diminuição de H, verificando-se também uma diminuição de CO2 nos sedimentos.

Nesta altura, a Terra é alvo de um intenso bombardeamento de meteoritos. As

primeiras rochas datam de 4000 Ma e denominam-se por Acasta. Estas rochas

metamorfizadas continham zircão, que foi datado de 4400 Ma, indicando que a Terra

nesta altura, por volta dos 4000 Ma, já estaria suficientemente fria para ter água no

estado líquido, possibilitando desta forma o transporte de sedimentos para a

formação de rochas sedimentares. Este facto, vem contrariar os pensamentos de que

este seria o período do magma e que se estendia por mais tempo.

Entre os 4500-4400 Ma dá-se a formação da Lua, provavelmente devido ao choque

de uma grande meteorito com a Terra, tendo dado origem a duas grandes massas, a

Terra e a Lua.

2) Descrever o Arcaico (orogenia, subdivisões, limites, etc).

Este período situa-se entre os 4000-2500 Ma. O limite superior é um pouco

arbitrário, pois é colocado em relação à fase de formação do Cretão da Rodésia, em

África, sendo esta uma zona estável do ponto de vista tectónico, que deu origem à

intrusão do Dique do Zimbabué (2500 Ma). Nesta altura, não há grandes registos

fósseis. Por volta dos 3500 Ma, identifica-se o enriquecimento de um isótopo de C e a

presença de bactérias ancestrais, a concentração de oxigénio era ainda fraca.

3) Descrever o Proterozóico (orogenia, subdivisões, limites, etc.).

O Proterozóico, situa-se entre os 2500 e os 650Ma. Este encontra-se dividido em

Proterozóico Inferior, Médio e Superior.

Neste período de tempo, possivelmente já existiam placas. Por volta dos 1000 Ma,

no Proterozóico Médio, existiu uma grande massa continental única, denominada por

Rodínia, e já apresentava vestígios de orogénese, isto é, formação de cadeias

montanhosas.

Entre os 1000-650 Ma, este grande continente foi fracturado, tendo logo de seguida

se fundido novamente, dando origem a várias cadeias montanhosas, entre elas uma

de extrema importância a Pan-Africana.

Muitas vezes o Proterozóico é designado por Pré-Câmbrico. Também durante este

intervalo de tempo registaram-se 2 variações bruscas do clima, os registos fósseis

desta época apontam para 2 fases de glaciação, entre os 800-700 Ma e os 600-650

Ma. Estas evidências resultam de depósitos característicos de regiões frias, que

resultam do transporte do gelo, sendo designados por tilitos. Estes ocorrem em

todos os continente actuais. Nos intervalos glaciares o frio deve ter sido intenso, já

que há vestígios de os glaciares terem atingido o nível do mar, mesmo nas regiões

equatoriais de então.

Estas mudanças climáticas drásticas podem ter sido originadas pela elevação de

diversas cordilheiras montanhosas. Este facto, terá originado um forte aumento da

alteração de rochas silicatadas o que conduziu à remoção de grandes quantidades de

CO2 da atmosfera e a um consequente arrefecimento do clima.

Os Estromatólitos, são abundantes (2500 Ma), embora os mais antigos estejam à

volta dos 3000 Ma. Começam também a aparecer as primeiras rochas carbonatadas

(1800 Ma). Mais ou menos por essa altura, verifica-se a diminuição de ferro bandado,

passando a ser frequente o aparecimento de camadas vermelhas.

Este período termina por volta dos 650 Ma, onde começam a haver indícios dos

primeiros organismos metazoários e com os primeiros esqueletos.

4) Descrever o Pleozóico (orogenia, subdivisões, limites, etc).

O Paleozóico é a Era da vida antiga, que se estende entre os 650 e os 250 Ma. O

Paleozóico divide-se em: Paleozóico Inferior (570-435 Ma), que contém os sistemas

Câmbrico e Ordovícico; o Paleozóico Médio (435-355 Ma), que contém os

sistemas Silúrico e Devónico e Paleozóico Superior (355-250 Ma), que contém os

sistemas Carbonífero e Pérmico. Esta Era, está relacionada com 2 ciclos: o

Hersínico e o Caledónico, que são constituídos por diversas fases tectónicas.

As principais fases do ciclo Caledónico são: a Sarda (Câmbrico-Ordovícico), a

Tacónica (Ordovícico-Silúrico) e a Ardénica (final do Silúrico).

As principais fases do Ciclo Hersínico são: a Bretã (limite Devónico-Carbonífero), a fase Sudética (Carbonífero Inferior-Médio), a Astúrica

(Carbonífero Médio-Superior), a Saálica (Crabonífero-Pérmico) e a fase Palatina

(no final do Pérmico).

A Era é limitada superiormente pela última fase do Ciclo Hersínico, – a fase Palatina. Já na sua base teríamos a fase Assíntica, que origina as descontinuidades

entre o Paleozóico e o Proterozóico.

O ciclo Caledónico corresponde à movimentação de um grupo de placas que se

originaram a partir da Rodínia. No início do Paleozóico teríamos a Gonduana, a

Laurência, a Báltica e ainda 2 mais pequenas, a Armórica e a Avalónica.

…(COMPLETAR!!!)

5) Descrever o Mesozóico (orogenia, subdivisões, limites, etc).

Esta Era decorreu entre o final da Era Pleozóica e o início da Era Cenozóica. Durou

cerca de 160 Ma (menos de metade da Paleozóica e mais do dobro da Cenozóica).

Inicia-se o ciclo Alpino. Os climas eram mais quentes que os actuais. As águas dos

mares eram cerca de 10ºC mais quentes que as dos nossos dias. Nos mares existiam

organismos planctónicos como, cocolitoforídeos, dinoflagelados e foramíniferos, estes

por sua vez serviam de alimento para as amonites e belemnites. Já nos continentes,

os répteis atingiram uma expansão notável, e foi a partir deles que surgiram as aves e

os mamíferos. Também as Angiospérmicas apareceram no decurso desta Era.

Iniciou-se a fragmentação da Pangeia, o que levou ao surgimento do Oceano Atlântico através de rifting e de expansão oceânica.

A Era Mesozóica encontra-se subdividida em três períodos: Triásico (250-208 Ma),

Jurássico (28-145 Ma) e Cretácico (145-65 Ma).

O limite Inferior é do tipo paleontológico, na continuação do Pérmico, na Europa

Ocidental e na América. Na Europa, a orogenia Hercínica culminou com a fase

Saálica, a que se segue longo intervalo de acumulação de materiais detríticos, de cor

vermelhas, que cavalgam o limite entre as duas Eras e prosseguiu durante o Triásico

(New Red Sandstones) e existem um pouco por toda a parte. Em Portugal, são os

grés de Silves.

Na Ásia existe uma discordância entre o Pérmico e o Triásico, devido ao

levantamento dos Montes Urais – Fase Platina. Já na Rússia, por exemplo, o

Triásico é marinho.

Quanto ao limite Superior, é marcado por uma grande crise biológica possivelmente

pela degradação climática e mudanças estratigráficas, que levaram à extinção das

amonites. Dinossauros, etc.

As duas Américas vão-se deslocando para Oeste com o desenvolvimento de uma

zona de subducção na parte ocidental e levantamento dos Andes e da Serra Nevada

durante o Jurássico Superior (fase Andina e Nevádica, aproximadas e equivalentes

à fase Neocimérica na China) e no Cretácico (fase Larâmida), afectando os Andes a

Sul e as Montanhas Rochosas a Norte.

Quanto à movimentação na Mesogeia temos a Fase Paleocimérica, no limite

Triásico-Jurássico, que afectou a região da Crimeia e a Ásia de SE; a Fase Neocimérica, no final do Jurássico, responsável pela deposição dos flishs titonianos e marcou o final da extensão da Mesogeia e o início das compressões; a

Fase Austríaca, no meio do Cretácico com recrudescimento das fáceis flish,

instalação de mantos de carreamento nos Alpes orientais e intensificação do

metamorfismo na zona axial dos Pirinéus, Ásia Menor e nos Cárpatos.

Quanto à Paleogeografia, em contraste com o Paleozóico, que é caracterizado por

numerosas colisões continentais que levaram à constituição da Pangeia, o Mesozóico

é uma Era de fragmentação, com separação da Pangeia em diversas áreas

continetais. O rifting teve o seu início no Triásico Superior. Contudo, as principais

fases de fragmentação ocorreram no Jurássico e Cretácico, continuando no

Cenozóico, conduzindo à configuração actual dos continentes.

No Jurássico, a Eurásia começou a separar-se da América do Norte, dando origem

à abertura do Oceano Atlântico. O bloco Antárdida separou-se da Gondwana e

derivou para Este. A Índia também se separa e inicia um trajecto em direcção a Norte.

No jurássico Superior, a Laurásia vai-se afastar da África-América do Sul. A península

Ibérica rodou para Sul abrindo-se o Golfo da Gasconha, permitindo a penetração de

influências atlânticas (calpionelas). Em simultâneo abre-se um canal entre o Canadá

e a Gronelândia. A Índia segue para Norte e o bloco Australiano para Sul.

No Cretácico, assiste-se à aproximação da África à Ásia, devido à rotação fecha-se

o Mar de Tétis. Abertura de um rift entre África e América do Sul, que vai dar origem a

uma extensa fossa que origina o Atlântico Sul. A placa africana deslocou-se para

Norte e determinou uma inversão de polaridade tectónica na Mesogeia durante o

Cretácico. A Índia passou sobre um ponto quente no Índico e carregou-se de basalto.

Durante esta Era, vai também haver transgressões e regressões dependentes do

Mar Boreal (Norte) e do Mar de Tétis e vão também existir comunicações dos

domínios nórdico e Mesogeia ou Mediterrâneo, através do que é hoje a França.

Os climas do Mesozóico são mais quentes e mais contrastados que os do

Paleozóico. A água quentes favoreceram a proliferação de calcários organogénicos e

também a sua deposição se deslocou para Sul, acompanhando a migração do

Equador, enquanto que o Pólo Norte também migrava. As massas continentais

situavam-se nas zonas tropicais ou equatoriais onde existia uma cintura evapotítica. A

migração para Sul do Equador, fez com que a Europa arrefecesse e a Gondwana

aquecesse. As regiões polares tinham climas amenos e húmidos, o que favoreceu a

proliferação de florestas, vestígios ainda na Gronelândia. Também ocorreram

depósitos de Alumínio relacionados com a erosão dos solos na Europa (França até

aos Urais).

6) Descrever o Cenozóico (orogenia, subdivisões, limites, etc).

O termo Cenozóico, vem de Kainos = recente. Foi caracterizado em 1807 por

Brongniart, mas só em 1829 Desnoyers designou por Quaternário aquilo que até à

data era conhecido como Diluvium. Esta Era vem desde o final do Cretácico até à

actualidade. Representa 1/3 da duração do Mesozóico e 1/6 da Era Paleozóica. Do

ponto de vista oroogénico, representa a continuação do Ciclo Alpino. A

paleogeografia é marcada pela abertura do Atlântico e pelo fecho da Mesogeia

(Mediterrâneo).

A Era Cenozóica (inicialmente coincidente com o Terciário) foi dividida por Lyel

(1830) em Eocénico (bacia de Paris), Miocénico (bacia da Aquitania) e Pliocénico

(bacia do Pó).

Só mais tarde em 1854, Beyrich separou o Oligocénico do Eocénico.

Presentemente, a Era encontra-se dividida em três sistemas: Paleogénico,

Neogénico e Quaternário, cada um dividido em séries e andares.

O limite superior é a mais precisa das unidades estratigráficas, uma vez que

corresponde ao momento actual, mas também a mais flutuante e foi colocado em

1950. Já o limite inferior em termos paleontológicos, corresponde ao momento do

desaparecimento dos grandes répteis, amonites, belemnites e dos rudistas. Houve

várias transgressões marinhas que sucederam À regrassão no final do Cretácico.

Quanto a fases tectónicas temos a Larâmida.

Os limites a nível de sedimentos marinhos, começam a ser dados através da fauna

de foraminíferos. No final do Cretácico, desapareceram as globotruncanas e vão

aparecer as primeiras espécies de globorotalia. Também se dá uma grande

mudança nas plantas, as Cicadófitas quase desaparecem e ao contrário dá-se o

desenvolvimento das Angiospérmicas. Os mamíferos diversificam-se a partir do

Eocénico, e registam-se fenómenos de giganstismo à semalhança do que aconteceu

com os Répteis.

Nos mares surgem novas espécies, Discoaster (nanoplancton) e as globigerinas

(foraminíferos) e também os globigerinoídes, tornaram-se masi diversificados. Os

gastrópodes (lamelibrânquios) são comuns e sem interesse estratigráfico e aparecem

em todo o lado. O numulites (foraminífero bentónico), caracterza o Paleogénico em

sedimentos marinhos assim como os alveolídeos. A biostratigrafia do Cenozóico, vai

se feita com base no aparecimento/desaparecimento de géneros como globorotalia,

entre outros. Já a miogispsina (foraminífero bentónico) ocorre no Eocénico.

No que respeita a Paleogeografia, temos a continuação da expansão oceânica. A

orogénese Alpina intensifica-se. No Paleocénico (65-53 Ma), o Atlântico Norte

começa a abrir para Norte, entre a Gronelândia e o Canadá. A Eurásia desliza para

Sudeste e vai originar compressões na Mesogeia, de onde derivam as partes

paroximais e culmina Eocénico-Oligocénico. Orginando a elevação final dos Pirinéus

– Fase Pirenaica. A América do Norte separa-se da Eurásia pelo desenvolvimento de um braço, e os

mamíferos que migravam para a Euroásia, vão apenas fazê-lo pela Península de

Bering. No Miocénico, a expansão oceânica ganha velocidade e vão-se construir 6

placas: Africana, Euroasiática, Americana, Pacífica, Indica e Antárdida, que vão ser

limitadas por riftes ou fossas, nas regiões periféricas dos continentes. O domínio da

Mesogeia fechou-se, originando uma bacia evaporítica devido à evaporação de água,

na zona do Mediterrâneo, mais propriamente durante o Messiano (último andar do

Miocénico – Crise Messiniana). No Pliocénico, isto ainda no Neogénico, rompe-se o

estreito de Gibraltar e vai-se estabelecer a comunicação com o Atlântico, ganhando o

Mediterrâneo a forma que conhecemos. Também nesta altura as Américas vão-se

juntar, havendo então migração para a América do Sul, onde só ocorriam mamíferos

primitivos, originando modificações. Os climas variaram devido à posição dos eixos

da Terra e dos pólos, levando à ocorrência de glaciações. Sendo as mais importantes

as de Gunz (40000 anos BC), Mendel (650 mil anos – 200 mil anos) e Riss no

Plistocénico Médio. O Homem vai também aparecer durante esta Era, durante o

Neogénico, mais propriamente no Miocénico.

Exame de Estratigrafia

24 de Junho de 2003

1ª Chamada

By Capitão Lego

1. Principais tipos de contactos estratigráficos e sua definição

2. Organização da classificação estratigráfica e tipos de unidades estratigráficas

3. Estratótipos (Definição, Utilidade, Características, Tipos, Limitações)

4. Lei de Walther e suas implicações na Paleogeografia

5. Aspectos gerais da Geistória do Paleozóico (Orogenia, Paleogeografia, Evolução biológica,

Subunidades e divisões)

6. O Mediterrânico, o que resta actualmente da _____________, ficou ligado ao Atlântico no

___________.

7. As duas Américas soldaram-se no _____________.

8. A Fase orogénica ___________ separa o Pérmico do Triásico.

9. O Câmbrico é um período da era Paleozóica. É subdividido com base em faunas de:

Graptólitos + trilobites

Trilobites + arqueocyathus

Goniatites + trilobites

Arqueocyathus + goniatites

10. Exercício prático muito básico, tipo 10º ano. Era dado o perfil, era preciso legendar com

as litologias, indicar os tipos de contacto estratigráficos, fazer a coluna e a curva litológicas,

sequências e história geológica.

DCT/FCT(UNL) Estratigrafia e Paleontologia _________________________________________________________________________________________________

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GEISTÓRIA Tentativa de síntese: "Big Bang"/ Origem do Sistema Solar —> Formação

da Terra e da Lua (4.5 Biliões de anos) —> Intenso bombardeamento por

meteoritos, possivelmente eliminando, por várias vezes, a Vida primitiva antes de

alguma ter sobrevivido (4.5 a 3.8 Ba) —> a Vida estabelece-se definitivamente

(4.4 a 3.8 Ba.) —> primeiros indícios de Vida (3.8 Ba) em rochas da Gronelândia

—> primeiros fósseis semelhantes a cianobactérias (3.5 Ba), na Austrália e África

do Sul (3.5 Ba) —> aparição das primeiras células autotróficas / fotossíntese,

libertação de O2 (entre 3 e 2.5 Ba) —> atmosfera oxidante (ca. 2 Ba) —> células

eucarióticas (entre 2 e 1.5 Ba) —> reprodução sexuada, acréscimo da variação

genética e aceleração da Evolução biológica (1.5 a 1 Ba) —> organismos

multicelulares (1 a 0.7 Ba) —> primeiros animais de corpo mole (ca. 0.7 Ba) —>

multiplicação de animais providos de esqueleto (a partir de 0.57 Ba, Câmbrico) —

> evolução de animais e plantas até a actualidade.

PRÉ-CÂMBRICO A origem da Terra. Teoria do "Big-Bang" e a acreção de planetesimais. Diferenciação do núcleo, manto, crosta oceânica e crosta continental. Caracteres gerais do Pré-câmbrico. Subdivisões e limites: Hadaico (desde a acreção da Terra até ao final do periodo de bombardeamento meteórico e constituição das planícies lunares — 4 600 a 4 000Ma), Arcaico (desde a deformação do cratão da Rodésia-Kaapvaal até à instalação do grande dique do Zimbabwe — 4 000 a 2 500Ma) e Proterozóico como Eonotemas. Subdivisão do Proterozóico em Paleoproterozóico (desde 2 500 a 1 600Ma), Mesoproterozóico (desde 1 600 a 1 000Ma) e Neoproterozóico (desde 1000 a 570Ma) como Eratemas; intervalo eparcaico correspondente à actuação de diversas fases orogénicas. O Infracâmbrico/Eocâmbrico, Proterozóico terminal ou Neoproterozóico. Intervalo Lipaliano. Expansão dos metazoários. As trilobites dos géneros Fallotaspis e Olenellus. Discordância assíntica. Orogénese Hurónica.


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Evolução da crosta durante o Pré-câmbrico; fase prémovel (Hadaico+Arcaico, 4 600 a 2 600Ma), início dos processos de erosão, sedimentação, subsidência e de metamorfismo (anatexia e geração de granitos); fase de transição (Proterozóico inferior (2 600 a 1 950Ma) formação de placas e de cinturas móveis, distribuídas segundo um padrão turbilonar, refletindo as correntes de convecção do manto, e desviadas pela força de Coriolis; fase de

tectónica de placas, esboça-se o contorno dos continentes no proterozóico médio (1 950-1 000Ma) com o aparecimento de rifts e de crosta oceânica; os escudos africano e da América do Sul já estão constituídos e são solidários durante 2 000Ma (até o final do Cretácico), desenvolvimento de tectónica de colisão formando estruturas semelhantes às dos Himalaias, entre 1 000 e 570Ma as orogéneses são de tipo intracratónico. Origem da atmosfera Uma das prinicpais características da Terra que a separa dos restantes planetas é a sua atmosfera e hidrosfera. Apenas a atmosfera terrestre apresenta quantidades apreciáveis de oxigénio e é capaz de suportar formas sofisticadas de vida. A atmosfera terrestre actual é composta principalmente por azoto (78%) e oxigénio (21%) com pequenas qunatidades de outros gases como argon, dióxido de carbono, vapor de água. A concentração dos gases na atmosfera terrestre é controlada por diferentes processos. O oxigénio, azoto e dióxido de carbono são controlados pelas erupções vulcânicas e pelas interacções entre estes gases e a Terra, os oceanos e os organismos vivos. A distribuição dos gases menores como o monóxido de carbono, hidrogénio e ozono é, em primeiro lugar, feita pelas reacções na parte superior da atmosfera por fotólise e devido à radiação ultravioleta proveniente do Sol. O desenvolvimento de uma camada de ozono na parte superior da atmosfera constitui um filtro eficaz contra as radiações ultravioletas letais para muitos organismos. Normalmente são consideradas duas fontes para a atmosfera terreste. Os gases que ficaram do processo de acreção e os libertados pelo planeta. A origem mais simples é a dos gases deixados pela acreção da Terra a partir da nebula primitiva. Contudo, se a nossa atmosfera tivesse essa origem, devia ser rica de hidrogénio, hélio, metano e compostos associados. Como não é assim, a atmosfera actual pode ser considerada como secundária. Os vulcões libertam tremendas quantidades de gases o que mostra que a Terra tem perdido gases do


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seu interior. A abundância de rochas vulcânicas no registo geológico sugere que grandes quantidades de gases vulcânicos entraram para a atmosfera no passado. A atmosfera e os oceanos podem ter-se formado por este processo. Outra evidência da atmosfera secundária é dada pelas grandes quantidades de argon 40 que contém quando comparada com o Sol. Assume-se que, se a Terra e o Sol se formaram da mesma nébula gasosa, deviam conter as mesmas razões isotópicas a menos que houvesse transformação por decaimento radiactivo. o argon 40 é produzido pelo decaimento do potássio 40 na Terra e, porque é um gás, é libertado para a superfície e entra para a atmosfera. Comparada com o Sol e com outras atmosferas, a terrestre é rica de argon 40 o que sugere uma libertação a partir do interior do planeta. Atmosfera primária A evidência que suporta a existência de atmosfera primitiva é a de que os elementos voláteis se devem ter mantido em redor dos planetas em acreção. Por analogia com a composição do Sol, as atmosferas dos planetas exteriores e a composição dos meteoritos ricos em voláteis, a atmosfera primitiva devia ser rica em hidrogénio, hélio, metano e amónia e ser, portanto, redutora onde o oxigénio livre e os gases altamente oxidados (CO2) não podem existir. Esta atmosfera permitiria a génese de moléculas orgânicas que se poderiam combinar dando origem à vida. Todavia existem argumentos contra a existência de tal atmosfera. A amónia seria rapidamente destruída por reacções fotoquímicas e a atmosfera não devia poder persistir mais de 50 000 anos. Também, uma atmosfera rica de metano devia originar a produção maciça de moléculas ricas de carbono que, em parte, seriam adsorvidas pelas argilas originando depósitos de xistos negros que são muito raros no Arcaico sugerindo que o metano, há 3.8 Ga, não era um componente maior da atmosfera. Com os dados actuais não é possivel provar ou infirmar que existiu uma atmosfera redutora até há 4 Ga. Se existiu, deve ter-se perdido antes dessa altura. Se a vida se formou nessas condições é pouco provável que tivesse sobrevivido à perca da atmosfera pelo que é de admitir que só surgiu com a atmosfera secundária. Como os mais antigos restos de organismos ocorrem em rochas com 3.6 Ga é de supor que tal atmosfera se começou a acumular antes dessa data. Se existiu uma atmosfera redutora como é que desapareceu? uma das hipótese é de que tenha sido varrida por um tremendo vento solar vindo do Sol primitivo. Sabe-se que muitas estrelas, incluindo o Sol, evoluem passando pelo estado T-Tauri durante o qual são libertadas enormes quantidades de energia sob a forma de vento de particulas de alta energia que poderiam facilmente soprar os


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elementos voláteis para fora do sisteme solar. Se o Sol passou por essa fase ela terá ocorrido há cerca de 4.6Ga pouco depois da acreção planetária e tal evento teria removido qualquer atmosfera terrestre. Outra alternativa, é de ter sido removida quando da formação da Lua por colisão da Terra com um corpo planetário do tamanho de Marte. A atmosfera secundária A libertação de gases pela Terra é feita directamente por vulcanismo e pela erosão das rochas ígneas à superfície que libertam vapor de água e dióxido de carbono. Os gases libertados pelos vulcões são de longe mais significativos. Para testar a libertação de gases por este modo é interessante comparar a composição dos gases emitidos pelos vulcões com os que ocorrem na atmofera. Para fazer isso, tem que ser levada em conta não apenas a atmosfera mas, também, a hidrosfera, a biosfera e os elementos voláteis retidos nos sedimentos (dióxido de carbono nos calcários, p. ex.) visto que muitos dos gases emitidos permanecem nesses reservatórios. É notável a semelhança entre os gases existentes nos reservatórios superficiais e as emissões vulcânicas. A água é o volátil mais abundante seguido pelo dióxido de carbono. A semelhança aponta para que os voláteis superficiais da Terra tenham tido origem por libertação de gases a partir do manto por actividade vulcânica.

Reservatórios superficiais gases vulcânicos H2O - 87% H2O - 83% CO2 - 12% CO2 - 12% Cl, N, S - 1% Cl, N, S - 5%

Abundância média de gases na superfície terrestre

(atmosfera, hidrosfera, biosfera, sedimentos) e nos gases vulcânicos.

Foram propostos dois modelos para a composição inicial da atmosfera secundária dependentes da existência ou não de ferro metálico no manto. Se ele existisse as reacções químicas com o ferro produziriam gases ricos de hidrogénio, monóxido de carbono e metano. Se não houvesse ferro metálico as reacções com os silicatos produziriam dióxido de carbono, vapor de água e azoto. Tendo em conta os modelos para explicarem a formação do núcleo metálico da Terra, é dificil admitir que não houvesse pelo menos algum ferro. Mas, porque o núcleo se deve ter formado em pouco tempo e levou à extração de ferro do manto, a atmosfera pode ter mudado muito rapidamente de composição nos primeiros 100 Ma da história da Terra. É certo que por volta de 4Ga o ferro


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deve ter sido eliminado do manto, a água, o dióxido de carbono e o azoto devem ter sido os principais gases a entrar para a atmosfera. É de admitir que a atmosfera tenha crescido rapidamente nos primeiros 50 Ma.

Ferro metálico ausente no manto Ferro metálico presente no manto Gases principais Gases menores Gases principais Gases menores

Dióxido de carbono

(CO2)

Hidrogénio (H) Hidrogénio (H) Dióxido de carbono

(CO2)

Vapor de água (H2O) Cloreto de hidrogénio

(HCl)

Monóxido de carbono

(CO)

Vapor de água (H2O)

Azoto (N) Dióxido de enxofre

(SO2)

Metano (CH4) Sulfureto de

hidrogénio ((H2S)

Azoto (N)

Por volta dos4 Ga os compostos orgânicos essenciais para o aparecimento da vida devem ter-se formado à semelhança do que acontece em laboratório com uma atmosfera semelhante à atmosfera secundária proposta. A análise de inclusões gasosas em rochas do manto trazidas à superfície nas erupções vulcânicas mostram que o dióxido de carbono é o gás mais importante no manto. Também é relevante o facto de as atmosferas de Marte e Vénus serem ricas em dióxido de carbono. Aumento de abundância do oxigénio A Terra é o único planeta do sistema solar com oxigénio livre indispensável para suportar forma superiores de vida. Actualmente o oxigénio é produzido por dois processos. Fotossíntese e fotólise da água. Na fotossíntese, as plantas combinam dióxido de carbono e água para produzirem hidratos de carbono e oxigénio que é libertado para a atmosfera. Muitos dos hidratos de carbono são convertidos novamente em dióxido de carbono e água pela respiração. A decomposição da matéria orgânica nos ambientes terrestres e aquáticos também utiliza o oxigénio e liberta dióxido de carbono e água. Algum oxigénio também é extraído da atmosfera pela oxidação das rochas superficiais durante a alteração e pela oxidação dos gases vulcânicos. Actualmente, a taxa de dióxido de carbono e de água libertadas pela respiração, decomposição e oxidação é aproximadamente igual à taxa de consumo destes gases pela fotossíntese. Se não fosse assim, a maior parte do dióxido de carbono existente na atmosfera seria consumido rapidamente, a fotossíntese pararia e toda a vida se extinguiria.


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Pequenas quantidades de oxigénio são produzidas por reacções fotoquímicas com os raios ultravioletas na alta atmosfera. o oxigénio é produzido por fragmentação de moléculas de água em hidrogénio e oxigénio. O hidrogénio, como elemento leve, perde-se rapidamente para o espaço. Assim, existe um balanço delicado nos processos que mantém os níveis actuais de oxigénio na atmosfera. Controlo do oxigénio na atmosfera primitiva Antes do aparecimento dos microrganismos fotossintéticos, e mesmo durante muito tempo depois, a fotossíntese não constituia um processo importante de controlo do oxigénio. Os níveis de oxigénio eram controlados pela fotólise da água (o hidrogénio perdia-se para o espaço), pela oxidação dos gases vulcânicos, pela oxidação do ferro na água do mar com formação de ferro bandado e, depois da emersão dos continentes, pela taxa de alteração à superfície. A quantidade de água fornecida pelas erupções vulcânicas também é importante já que o vulcanismo é a principal fonte de água disponível para a fotólise. Há volta de 3.5 Ga, os organismos fotossintéticos também devem ter contribuído com algum oxigénio para a atmosfera primitiva. Há medida que a fotossíntese se tornava mais importante a recombinação do hidrogénio com o oxigénio para formar água não conseguia acompanhar a produção de oxigénio que foi, assim, aumentando na atmosfera. Isto pressupõe que a alteração não aumentou com o tempo o que parece ser suportado pelo registo geológico. Como indicador dos níveis de oxigénio podemos utilizar os depósitos de ferro bandados. São rochas sedimentares finamente laminadas com mais de 15% de ferro. Pensa-se que se formaram por precipitação química no fundo dos oceanos. As bandas escuras são constituídas principalmente por magnetite e por hematite, enquanto as bandas claras são formadas por quartzo. Ainda que sejam mais abundantes no Arcaico e no Proterozóico inferior ocorrem em rochas com 3.8 Ga e com 0.8 Ga. Pensa-se que se tenham formado em zonas de pequena profundidade sobre zonas cratónicas. Durante o Arcaico superior e o Proterozóico inferior entram nos oceanos grandes quantidades de ferro dissolvido. Apesar de algum deste ferro provir da alteração dos continentes, muito parece provir de actividade vulcânica submarina. A deposição do ferro bandado ocorreu pela reacção com o oxigénio a pequenas profundidades, constituindo-se compostos insolúveis de ferro. Durante o mesmo intervalo de tempo,o, os microrganismos fotossintéticos parecem ter aumentado, o que terá contribuído para o aumento de depósitos de ferro bandado. Só quando o ferro disponível foi consumido o oxigénio começou a escapar-se para a


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atmosfera. A queda drástica nos depósitos de ferro bandado há 1.7 Ga reflecte, provalmente, a exaustão do ferro dissolvido nos oceanos. Também por volta de 2.4 Ga começam a ocorrer depósitos vermelhos resultantes da oxidação do ferro após a sua deposição. Só são abundantes depois de 1.5 Ga o que sugere que os níveis de oxigénio eram muito baixos durante o Arcaico. A deposição de sulfatos (gesso e anidrite) requer oxigénio livre nos oceanos e na atmosfera. Apesar do gesso ser conhecido em rochas com 3.6 Ga os sulfatos só são comuns depois de 2 Ga o que pressupõe um aumento rápido do oxigénio na atmosfera no início do Proterozóico. A ocorrência de uraninite (um óxido de urânio) no Arcaico superior e no Proterozóico inferior está bem documentada, nomeadamente nos depósitos de Wiwatersrand (África do Sul) em rochas com cerca de 2.8 Ga, e nas de Blind river no Canadá com cerca de 2.3 Ga. Não há, todavia, ocorrências mais modernas do que o Proterozóico médio. A uraninite é instável sob condições oxidantes sendo rapidamente dissolvida pela água. A não existência de depósitos de uraninite com menos de 2.3 Ga aponta para níveis baixos de oxigénio até essa data. Os palossolos constituem perfis de alteração antigos ou solos que encerram informações acerca da composição da atmosfera. Por exemplo, nas condições de alteração actuais o ferro está completamente oxidado sob a forma de hematite e minerais correlacionados. Em contraste, nos paleossolos com mais de 2 Ga o ferro apenas está oxidado nos solos desenvolvidos sobre granitos enquanto os desenvolvidos sob basaltos não está oxidado. Isto deve-se ao facto do oxigénio livre na altura ser suficiente para oxidar todo o ferro libertado pela alteração dos granitos mas não o resultante da alteração dos basaltos. Também o registo fóssil do Pré-câmbrico fornece algumas pistas acerca do aumento de oxigénio na atmosfera. Os organismos do Arcaico e do Proterozóico inferior são unicelulares os mais primitivos parecem mesmo ter vivido em condições anóxicas. O momento de transição para a atmosfera oxigenada não está bem registado pelos fósseis mas parece ter começado há cerca de 2.5 Ga. A primeira ocorrência de células avançadas requerendo oxigénio há cerca de 1.5 Ga sugerem que o oxigénio livre na atmosfera era, pelo menos, cerca de 1% do actual. O aparecimento de organismos multicelulares por volta de 700 Ma requereu níveis de oxigénio suficientes para que este gás se difundisse através das suas membranas (cerca de 7% do nível actual).


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O aumento de oxigénio na atmosfera primitiva pode ser resumido em três fases:

A) não havia oxigénio livre nos oceanos nem na atmosfera; B) pequenas quantidades de oxigénio existiam na atmosfera e na água

superficial dos oceanos mas não nas águas profundas; C) o oxigénio livre abunda em todos os ambientes.

No estado A) o escudo de ozono não existia. Todavia as cianobactérias produziram algum oxigénio de modo a permitr a formação de grandes volumes de ferro bandado. A transição para a fase B) começou no Proterozóico inferior e é marcada pelo aparecimento de camadas vermelhas, um aumento das rochas sulfatadas, um máximo de deposição de ferro bandado e pelo final da deposição de uraninite. Nesta altura, o oxigénio fotossintético entrou para a atmosfera a um ritmo suficiente para limpar a atmosfera de hidrogénio livre com a formação de água. O testemunho de que as águas profundas ainda não estavam oxigenadas é dado pela deposição de sedimentos superficiais oxidados e não oxidados em águas profundas. Foram propostos dois modelos para explicar o controlo do oxigénio no estado B). Um propõe que os níveis baixos de oxigénio eram mantidos pelo balanço entre o “input” do ferro derivado do manto nos oceanos e a deposição do ferro bandado; a outra, leva em conta os baixos níveis de fotossítese nos oceanos. A transição para a fase C) deu-se entre 2.0 e 1.8 Ga e é marcado pelo quase desaparecimento do ferro bandado do registo geológico e pelo aparecimento de organismos eucariotas exigindo oxigéno livre. No estado C) formou-se o escudo de ozono que é, provavelmente, o responsável pelo aumento em número e diversidade dos microrganismos no Proterozóico médio. Há cerca de 500 Ma os níveis de oxigénio devem ter atingido cerca de 18% do actual o que é suficiente para o apareciemnto de organismos com esqueleto. Há 450 Ma as plantas terrestres começaram a povoar os continentes libertando grandes quantidades de oxigénio por fotossíntese. No Carbonífero e no Pérmico enormes florestas cobriram os continentes e provocaram um enorme aumento de oxigénio (até 35% acima do actual). A queda do teor de oxigénio no Triásico reflecte a disseminação de áreas desertas a que se seguiu novo incremento no restante Mesozóico e no Terciário antigo quando os climas aqueceram e se desenvolveram novas florestas. Efeito de estufa


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O brilho das estrelas aumenta com o tempo.Os astrónomos calculam que a luminosidade do Sol era 25 a 30% inferior à actual há 4.5 Ga. Isto sugere que a temperatura de superfíce da Tera era inferior à actual no Arcaico, e os cálculos mostram que devia ser inferior a 0°C pelo menos até há 2 Ga. Este dado não é, todavia, suportado pela informação geológica. As rochas sedimentares com 3.8 Ga revelam que havia água liquída e circulante. Como explicar esta contradição? Pensemos em Venus como modelo para a Terra primitiva. Tem uma atmosfera rica de dióxido de carbono e temperaturas superficiais altas (450-500°C) O que provoca tais temperaturas? o efeito de estufa. Assim podemos supor que tenha havido efeito de estufa na Terra primitiva o que pressupõe uma atmosfera com composição diferente da actual. A vida no Pré-câmbrico Os primeiros estromatólitos de há cerca de 3 500Ma; as faunas de Fig Tree (Transval) (bactérias, algas azuis) e os Estromatólitos do Zimbabwe e do Canadá (Arcaico); as jazidas de Witwatersrand (África do Sul), Bitter Springs (Austrália) e Gun Flint (Canadá) com organismos fotossintéticos, fungos, bactérias e algas azuis. Os carvões com cerca de 1 400Ma (shungitos) da fronteira entre a Russia e a Finlândia. A jazida de Ediacara (Austrália) com os primeiros metazoários. A "fauna primordial" descrita na Boémia por Joachim Barrande (espongiários, braquiópodes, equinodermes, moluscos e trilobites) actualmente datada do Câmbrico médio. Paleogeografia Cratões (porções aplanadas ada crusta terrestre estáveis por longos

periodos da história da Terra), escudos (porções expostas dos cratões) e

plataformas. Principais escudos: conjunto meridional: Brasil, Patagónia, Africa,

India, Australia; conjunto setentrional: Canadá, Gronelândia, Hébridas, Feno-

escandinavo ou Báltico, Sino-siberiano e afloramentos dispersos no SE asiático.

A linha de Glint. A Laurência (escudo canadiano + escudo da Gronelândia),

a Feno-sarmatia (escudo báltico + plataforma russa), Angara (escudos siberianos)

e Nigrita (escudos do Brasil + África + India + Austrália).

A orogenia Pan-africana, colisão dos continentes e constituição da Rodinia

entre 800 e 530 Ma.


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Periodo de instabilidade no final do Proterozóico que levou à abertura do

Oceano Iapetus (geossinclinal caledónico) entre a Laurência (cratão canadiano, a

que estavam ligados a Escócia e a Gronelândia), o Báltico e a Avalónia (Sul da

New Foundland, Nova Escócia, Nova Inglaterra, Inglaterra) e do Oceano Rheic

entre os últimos territórios e Gonduana. Entre o Oeste da Laurência e o Este da

Antártida+Austrália abriu-se o Oceano Pacífico.

Paleoclimatologia do Pré-câmbrico: Tilitos ocorrem em todos continentes

actuais. Parece corresponderem a três periodos glaciares (glaciações cerca dos

2.8 Ga em Wiwatersrand, entre 2.4 e 2.3 Ga e entre os 800 e 600 Ma) separados

por intervalos muito mais longos de clima mais quente e.húmido. Nos intervalos

glaciares o frio deve ter sido intenso já que há vestígios de os glaciares terem

atingido o nível do mar mesmo nas regiões equatoriais de então. O intervalo mais

frio registado na Terra parece ter ocorrido no Vendiano inferior (Glaciação de

Varanger).

Estas mudanças climáticas drásticas podem ter resultado da elevação de

diversas cordilheiras de montanhas. Este facto terá levado a um forte aumento da

alteração de rochas silicatadas o que conduziu à remoção de grandes

quantidades de CO2 da atmosfera e a um consequente arrefecimento do clima.


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PALEOZÓICO

Sub-eratema Cronometria

(Ma) Sistemas Duração

(Ma) Ciclos

orogénicos

Paleozóico 250 290

Pérmico 40

superior 290 355

Carbonífero 65 C. Hercínico

Paleozóico

355 410

Devónico 55

médio 410 435

Silúrico 25

Paleozóico

435 510

Ordovícico 75 C. Caledónico

inferior 510 570

Câmbrico 60

Limite inferior (Fase Assíntica) e limite superior (Fase Palatina). Características gerais. Ciclos orogénicos Caledónico e Hercínico ou Varisco. Principais fases do ciclo Caledónico: Sarda - entre o Câmbrico e o Ordovícico Tacónica - Ordovícico-Silúrico Ardénica - final do Silúrico

e do ciclo Hercínico: Bretã - limite Devónico-Carbonífero Sudética - Carbonífero inferior e médio Astúrica - Carbonífero médio e superior Saálica - entre o Carbonífero e o Pérmico Palatina - no final do Pérmico. Climatologia; glaciações do final do Ordovícico e do Carbonífero-Pérmico. Posição dos polos.


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OS TEMPOS CALEDÓNICOS O Paleozóico inferior Duração; limites. Sub-divisão em: Câmbrico - de Cambria, País de Gales dos romanos;

Ordovícico - de Ordovicios, tribo Celta que habitava o País de Gales antes dos romanos;

Silúrico - de Siluros tribo Celta que habitavam o País de Gales antes do romanos.

Câmbrico O Câmbrico [designação proposta por Sedgwick em 1835 para designar os terrenos anteriores ao Silúrico (Ordovícico+Silúrico eram tidos como um conjunto)]. Limite inferior coincidente com o limite inferior da Era Paleozóica definido (1994) em Fortuna (SE de Newfoundland, Canadá) marcado pelo aparecimento de Phycodes pedum (icnofóssil) e, no Câmbrico inferior, de Skolithos annulathus, Arenicolites sp., Monomorphichnus spp., etc. O aparecimento das primeiras formas com esqueleto calcário (Ladatheca cylindrica) ocorre 400m acima do limite entre Pré-câmbrico e Câmbrico e, as trilobites, apenas 1 400m acima daquele limite. Datações radiométricas de U/Pb dão valores de 530±0,7Ma em Fortuna e de 543±0,24Ma na Sibéria; estima-se que o limite se deve situar a cerca de 544Ma. Limite superior na base do Tremadociano definido com base no aparecimento de Dictyonema flabeliforme. Sub-divisões em Séries com base em estratótipos situados no País de Gales: Câmbrico inferior (Caerfai) Câmbrico médio (St. David) Câmbrico superior (Merioneth).

Sub-divisão clássica em: Georgiano Acadiano Potsdamiano com base nas faunas de trilobites (Olenellus, Paradoxides e Olenus respectivamente).


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Ordovícico O Ordovícico, definido por Lapworth em 1879 para designar os estratos compreendidos entre a base do Arenig inferior e o Landovery inferior. Problemas acerca do limite superior; autores ingleses iniciavam o Silúrico com a zona de Glyptograptus perculptus. Trabalhos recentes parecem demonstrar que G. persculptus surgiu mais cedo (Ashgill) associado a Dalmanitina mucronata. Subdivisão em 6 Séries: Tremadoc Arenig Llanvirn Llandeilo Caradoc Ashgill todas definidas em Inglaterra , especialmente no País de Gales. Limites estabelecidos com base em graptólitos. Silúrico O Silúrico, definido por Murchison em 1835 para designar os terrenos abaixo dos "Old red sandstones" do País de Gales. Limite inferior estabelecido com base no limite inferior da zona de Glyptograpus persculptus; limite superior, definido apenas em 1972, coincidente com a base da zona de Monograptus uniformis. Subdivisão em 24 zonas de graptólitos. Subdivisão em Séries: Llandovery Wenlock Ludlow Pridoli. Características paleontológicas do Paleozóico inferior Plantas Expansão das algas até ao Silúrico superior; os táxones Aldanophyton antiquissimum, (Câmbrico médio da Sibéria), Musciphyton (Ordovícico do Báltico) Boiophyton pargense (Ordovícico médio da Boémia); aparecimento dos vegetais


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vasculares (Cooksonia) associados a Monograptus ultimus no Pridoliano — Silúrico superior.

Animais Microrganismos: conodontes (bons indicadores cronostratigráficos no Ordovícico e no Silúrico); Quitinozoários e Acritarcas (numerosos no Ordovícico e no Silúrico). Arqueociatídeos do Câmbrico inferior e médio; Celenterados e vermes comuns no Paleozóico inferior; a fauna de Burgess Pass (Colômbia Britânica) do Câmbrico superior com medusas, anelídeos, etc.. Desenvolvimento dos polipeiros recifais a partir do Ordovícico (Estromatoporídeos, Tabulados, Tetracoraliários) As faunas de Braquiópodes dominadas no Câmbrico por inarticulados (Lingula, Obolus), expansão brutal dos articulados a partir do Ordovícico (Orthis, Dalmanelídeos). Briozoários atingem o acme no Ordovícico. Moluscos mal conhecidos no Câmbrico ainda que representados por Monoplacoforos e por Gastrópodes, abundantes a partir do Tremadociano (Babinkídeos, Paleotaxodontes, Redoniídeos entre os bivalves; Bellerophon, Pleurotomaria entre os Gastrópodes); Cefalópodes ortocones no Ordovícico; Hyolithes, Conularia e Tentaculites. Os Artrópodes: xiphosuros e Crustáceos do Câmbrico; Ostracodos desenvolvem-se rapidamente e constituem, a partir do Ordovícico, um grupo com interesse cronostratigráfico; no Silúrico são os Merostomados (Gigantostráceos — Eurypterus e Pterigotus). Os Equinodermes: aparecimento dos Edriasteroides no Câmbrico inferior, Eocrinoides e Carpoides desde o Câmbrico médio; Diploporites e Asteroides desde o Arenigiano, Crinoides e Blastóides desde o Lanvirniano e Equinídeos desde o Silúrico. As Trilobites; miomeras no Câmbrico, Eodiscoides não ultrapassam o Câmbrico médio, Agnostoides mantiveram-se até ao Ordovícico superior; polímeras constituem o essencial da zonação; Olenellus, Callavia, Holmia, Redlichia, Protolenus (Câmbrico inferior); Paradoxides, Conocoryphe, Ptychoparia, Bailiella (Câmbrico médio); Olenus, Ctenopyge, Peltura, Ptychaspis (Câmbrico superior); Euloma, Niobe, Neseuretus, Colpocoryphe, Asaphus, Eoharpes, Trinucleus, Dalmanitina no Ordovícico; declínio das faunas de polímeras no Silúrico, aparecimento de formas muito ornamentadas Deiphon, Odontopleura e Phacops.


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Graptólitos; a escala de Elles e Wood de 1913 para o Ordovícico e o Silúrico; aparecimento dos Dendroides no Câmbrico superior; Didymograptus entre o Arenig e o Lanvirn, Glyptograptus, Nemagraptus, Orthograptus, Climacograptus, Dicellograptus todos ordovícicos; Monograptus, Pristiograptus, Cyrthograptus, Rastrites, com rabdosoma simples, do Silúrico; permanencia dos Graptólitos no País de Gales até o Devónico inferior (Bohemograptus). Os primeiros vertebrados — Agnatas (Ostracodermes) do Ordovícico da América do Norte (Astraspis); no Silúrico os Agnatas diversificam-se e surgem os Gnatostomos (Placodermes). Paleogeografia do Paleozóico inferior O Câmbrico é o primeiro Periodo em que as posições das áreas continentais são razoavelmente conhecidas a partir de informações paleomagéticas. Os continentes distribuiam-se entre as latitudes de 60° relativamente ao Paleoequador. No hemisfério Sul situava-se o continente de Gonduana, separado da Avalónia e do Báltico pelo Oceano Rheic que, por sua vez, estavam separadas da Laurência pelo Oceano Iapetus que separava, também, a Sibéria. Durante o Câmbrico desenvolveram-se arcos insulares ao longo da costa Este da Sibéria e de Gonduana. No Câmbrico superior e no OrdovÍcico estes territórios colidiram com a costa Este da Austrália e da Antártida e com a costa Oeste da Améica do Sul. No Ordvícico final Gonduana deslocou-se em direcção ao polo Sul que ficou centrado sobre o Norte de África. A parte Norte do Oceano Iapetus iniciou o seu fecho, enquanto a Avalónia colidia com a costa Este da América do Norte no decurso da fase Tacónica da Orogenia Caledónica. Desenvolveram-se arcos insulares ao longo do Noroeste de África enquanto os Oceanos Iapetus e Rheic fechavam. Também, nas costas da Sibéria e do Kazaquistão arcos insulares permaneceram activos. A colisão entre a Avalónia e a Laurência foi apenas a primeira das diversas colisões que no Paleozóico conduziram à agregação das Américas do Norte e do Sul, da Europa e de África conduzindo à constituição da Pangeia. Admite-se que existiram extensas plataformas continentais e que as marés terão tido grande amplitude o que terá originado vastas planícies intertidais, muito favoráveis para a preparação da conquista do meio terrestre pelas faunas primitivas. No Silúrico os últimos arcos insulares do Ocano Iapetus continuaram a colidir com a Laurência, tendo o Báltico e a Laurência entrado em colisão no Silúrico superior. No Silúrico médio e superior a Mongólia colidiu com a Sibéria


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gerando importante cordilheira de montanhas. Na periferia de Gonduana havia subducção enquanto esta se deslocava para Oeste, fechando o Oceano Rheic. O Norte de África continuou sobre o polo Sul. Também houve subducção ao longo das costas do Kazaquistão e novas fossas se desenvolveram nas imediações da costa Oeste da Laurência que, conjuntamente com o Báltico, Kazaquistão, China e Austrália se situavam na zona tropical. Mares epicontinentais cobriram as plataformas continentais no Silúrico médio. Evaporitos e carbonatos de pequena profundidade acumularam-se em vastas áreas da Laurência, Báltico e outros pequenos continentes situados nas imediações do paleoequador. Houve rifting incipiente ao longo da costa gonduânica do Oceano Rheic; as placas da Mongólia interior e do Norte da China separam-se nesta altura. DEVÓNICO O Devónico, criado por Sedgwick e Murchison em 1839, para designar as unidades do Devonshire intercaladas entre os depósitos atribuídos ao Silúrico e ao Carbonífero, ideia já adiantada por Londsdale que considerava essas unidades equivalentes dos "Old Red Sandstones" de outras regiões de Inglaterra. Sedgwick e Murchison, mostrarm que unidades marinhas mais desenvolvidas do que as de Devonshire existiam no maciço das Ardenas, região onde vieram a ser definidas as subdivisões do Devónico. O problema do limite inferior do Devónico; o final do Silúrico na Grã-Bretanha é feito através de fácies regressivas, com episódios de emersão, e acentuado emprobecimento da fauna marinha; nas Ardenas a base do Devónico (Gediniano) corresponde a uma transgressão sobre um soco dobrado o que evidencia a existência de uma lacuna entre os dois Sistemas; os estratigrafos britânicos aceitaram para base do Devónico a do Downtoniano, isto é a dos "Old Red Sandstones" marcada por um nível muito fossilífero (Lludlow bone bed), todavia, este limite, parece não ter correlação directa com outras regiões; prevalecia a ideia de que os Graptólitos se haviam extinguido no final do Silúrico. Foi necessário encontrar depósitos marinhos, com sedimentação continua, que cobrisse o intervalo do final do Silúrico e do início do Devónico; os autores checoslovacos propuseram situar o limite na base do Lochkoviano, argumentando com a extinção dos Graptólitos depois da zona de Monograptus hercynicus e pela aparição das primeiras faunas de Goniatites durante o Praguiano; todavia, vieram a ser descobertas novas faunas de Graptólitos mais recentes (Monograptus belketaiefensis), associados a trilobites e a tentaculites do Praguiano, o que invalidou o critério anterior; em 1967, os estratigrafos checoslovacos proposeram que o limite entre os dois Sistemas se situasse no topo do Pridoliano, coincidindo


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com a base da zona de Monograptus uniformis, e relacionado com a distribuição de uma pequena trilobite [Warburgella (Podolites) rugulosa rugosa], a mudanças significativas na fauna de Briozoários, Conodontes, Bivalves, Crinoides, etc. Esta proposta foi aceite em 1972, o estratótipo do limite Silúrico-Devónico foi definido na Bacia da Boémia, no corte de Klonk (camada 20, com 7 a 10cm de espessura) Subdivisão em:

Série/Época Ardar/Idade

Devónico superior Fameniano

Frasniano

Devónico médio Givetiano

Eifeliano Emsiano

Devónico inferior Praguiano Lochkoviano

Caracteres paleontológicos do Devónico Organismos marinhos Microplancton caracterizado pela permanência dos Quitinozoários e dos Acritarcas. Aparecimento dos Endotirídeos entre os Foraminíferos. Conodontes e escolecodontes são bons fósseis. Celenterados são abundantes: colónias de tabulados (Pleurodictyum) e de tetracoraliários (Calceola) são comuns, biohermas de Estromatoporídeos, de Tabulados (Favosites) e de Tetracoraliários abundam; as algas tiveram um papel importante na construção dos recifes (Cianófitas — Girvanella). Os Briozoários são comuns nas fácies carbonatadas (Fenestella, Arquimedes). Predomínio de Braquiópodes na comunidade bentónica (Dalmanelacídeos, Pentameracídeos, Strophomenídeos, Rinchonelídeos, Spiriferídeos). Bivalves comuns (Paleotaxodontes, Criptodontes, Conocardium). Trilobites em nítida regressão (Homalonotus, Dalmanites, Phacops, Proetus). Crinoides e Xiphosurus abundantes. Crinoides diversificados.


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Tentaculites e Cefalópodes são importantes cronostratigraficamente; Goniatites apareceram no Praguiano; Climénias (amonoides intrasifonados) são características do Devónico. Peixes couraçados completam o essencial da fauna marinha. Organismos continentais Conquista decisiva dos continentes pelos vegetais (Traqueófitas — "Psilofitíneas" de Rhynie, Lycophyta, Sphenophyta, Pterophyta e pré-espermatófitas). Aparecimento dos primeiros artrópodes terrestres (Miriápodes, Insectos, Aracnídeos). Peixes de água doce (Artrodiros, Crossopterígeos, Dipnóicos). Evolução dos Crossopterígeos para tetrapodes terrestres (Anfíbios estegocéfalos). Paleogeografia e climatologia do Devónico Paleogeografia da Europa caracterizada pelo continente dos "Old red sandstones" acabado de constituir no Devónico inferior. Gonduana continuou a fragmentar-se. O Oceano Rheic ficou reduzido a uma passagem estreita à medida que Gonduna se aproximava do conjunto Laurência+Báltico e arcos insulares continuaram a colidir com a actual costa Este da América do Norte. A colisão entre a Laurência e o Báltico, iniciada no Silúrico, completou-se no Devónico. No final do Devónico, Báltico, Gronelândia e Laurência estavam solidamente soldados constituindo o Continente Norte Atlântico ou dos “Old red sandstones”. A erosão da Cadeia caledónica alimentou sedimentação terrigena e levou à acumulação dos depósitos detríticos dos "Old red sandstones" (alternâncias de conglomerados, arenitos e de xistos de cor vermelha, violácea ou verde, que podem atingir milhares de metros de espessura) que ultrapassaram a própria cadeia e se estenderam em seu redor, até à bordadura da Mesogeia; fauna pobre, de caracter laguno-lacustre (Miriápodes, Crustáceos, Peixes — Agnatas e Gnatostomos, flora pobre de criptogâmicas); admite-se que o continente tivesse a fisionomia das regiões desérticas; o continente europeu situava-se na zona dos desertos subtropicais, o equador passava pelo NW da América do Norte e pelo NE da Europa, os polos situavam-se no Pacifico e no Atlântico Sul. Também o Kazaquistão iniciou a sua convergência com o Báltico levando ao início do fecho do Oceano Pliónico. No Devónico médio houve actividade vulcânica com emissão de grandes volumes de cinzas vulcânicas e instalação de andesitos ao longo do sistema marginal de arcos do Kazaquistão (Montanhas de


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Altai, na Sibéria). No Devónico inferior, o Pamir, Indochina e Tarim afastaram-se de Gonduana por rifting iniciando a sua caminhada para Norte a caminho do Este asiático com quem colidiram mais tarde. Clima semi-árido, quente, no Devónico inferior e médio, aumento da pluviosidade no Devónico superior; zonação da vegetação sugere a existência de zonas climáticas. As fácies marinhas hercínicas (mais profundas) e renânicas (com forte influência terrígena) da periferia do Continente Norte-Atlântico.


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OS TEMPOS HERCÍNICOS Carbonífero O Sistema Carbonífero, criado por Conybeare em 1822 para designar, em Inglaterra, os terrenos contendo carvão. Limite inferior, coincidente com a base do Turnaciano, definido com base na zona de Siphonodella sulcata (Conodonte) e de Gattendorfia subinvoluta (Goniatite) e superior marcado com o aparecimento de Schwagerina e de Palaeonodonta. Divisão em Mississipiano e Pensilvaniano e nas Séries: Turnaciano Viseano Namurian Vestefaliano Estefaniano.

SISTEMA SUB-SISTEMA SÉRIES ANDARES Estefaniano C Estefaniano B Estefaniano Barrueliano Cantabriano Pensilvaniano Vestfaliano D Vestefaliano Bolsoviano CARBONÍFERO Druckmantiano Langsetiano Yeadoniano Marsdeniano Kinderscoutiano

Mississipiano Namuriano Alportiano

Chokieriano

Arnsbergiano

Pendleiano

Viseano

Turnaciano


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Pérmico O Sistema Pérmico, criado por Murchison em 1841. Limites inferior definido com base no horizonte de Schwagerina e de Palaenodonta e superior. Divisão em P. inferior e P. superior. Rotligendes e Zeckstein. Caracteres paleontológicos do Paleozóico superior Vida florescente no Turnaciano e Viseano, beneficiando de uma grande transgressão; organismos marinhos abundantes e variados (Braquiópodes, Celenterados, etc.). Carbonífero superior com predomínio de fácies continentais. Vida nos mares Foraminíferos em evolução rápida - Endothyrideos, Fusulinideos, Schwagerinideos são as famílias principais. Celenterados abundantes - Tetracoraliários isolados: Zaphrentis, Caninia, Dibunophyllum e coloniais: Lithostrotion, Lonsdaleia e tabulados: Michelinia; Pérmico com redução significativa dos biohermas passando a dominar as formas isoladas. Braquiópodes: Productus, Linoproductus, Strophomenídeos, Spiriferídeos, Athirídeos; no Pérmico as faunas de braquiópodes são dominadas por Productídeos com espinhos muito longos adaptadas à vida recifal. Moluscos diversificados durante o Carbonífero; Gastrópodes - Bellerophonídeos, Pleurotomarídeos; Bivalves - Mitilídeos, Mialinídeos, Aviculídeos; Cefalópodes - Goniatites - Gattendorfia, Pericyclus, Prolecanites do Turnaciano; declínio no final do Pérmico. Artrópodes em regressão; Trilobites — Phillipsia — garantiu a sobrevivência do grupo. Equinodermes numerosos durante o Carbonífero: Crinóides, Blastóides, Asteróides, no Pérmico extinguem-se os Blastóides e alguns crinóides que apresentam formas aberrantes com 1 braço, com 3 braços e mesmo sem pedunculo. Peixes, destacam-se os Seláceos. Vida Continental Abundância de plantas durante o Carbonífero; recuo no Pérmico das Lycophita em benefício das Coníferas (Walchia, Voltzia). Moluscos de água doce são comuns - Antraconaia, Carbonicola, Palaenodonta.


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Artrópodes frequentes: Eurypterus, Conchostraceos (Leaia, Estheria) são abundantes; Aracnídeos, Miriapodes e insectos diversificam-se - Meganeura. Vertebrados: anfíbios especializaram-se, surgem formas de transição para os répteis (Seymouria) e mesmo répteis (respiração pulmonar, ovos com casca e pele espessa asseguram a independência da água; Saurópodes e Teropsídeos desenvolvem-se desde o Pensilvaniano (Carbonífero superior), diversificação a partir do Pérmico (Cotylosaurus, Pelicosaurus, aparecem os Quelónios).

Orogénese e Paleogeografia A orogénese Hercínica levou a numerosas colisões entre as diferentes placas continentais ao longo de cerca de 30 Ma. Vulcanismo e plutonismo foram particularmente activos. A cintura orogénica tem, aproximadamente, 6 000 Km e é constituída por rochas metamórficas e complexos plutónicos com estruturas dobradas de um e outro lado. Principais fases tectónicas: Bretã entre o Devónico e o Carbonífero, Sudética na base do Namuriano, a Astúrica no final do Namuriano, a Saálica entre o Carbonífero e o Pérmico (fase mais importante na América do Norte, onde é designada por Apalachiana) e a Palatina no final do Pérmico (fase mais importante nos Urais). Início do Carbonífero com três domínios continentais separados pela Mesogeia e pelo Oceano Pliónico: Gonduana, Continente Norte Atlântico e Sibéria. No início do Mississipiano o Oceano Rheic continuou a fechar enquanto o mar de Tétis se abria e Gonduana se deslocava para Norte em rotação esquerda. O Kazaquistão deslocou-se em direcção ao Báltico em virtude das zonas de subducção que se formaram na periferia do Oceano Pliónico. No Pensilvaniano, Gonduana e Laurência colidiram. No Pérmico, o mar de Tétis que havia começado a constituir-se no Pensilvaniano, estava completamente definido. O Kazaquistão colidiu com a Sibéria originando a cordilheira do Altai na Ásia central. O Oceano Pliónico, entre o Kazaquistão e o Báltico, reduziu-se a um estreito. Rifting prosseguiu ao longo do litoral gonduânico do mar de Tétis. No Pérmico, a Pangea completamente constituída, formava um grande continente em forma de U que se estendia de polo a polo, a Este com o mar de Tétis a constituir uma reentrância equatorial.


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Com o Carbonífero inicia-se uma grande transgressão, o mar invadiu as margens dos continentes; durante o Viseano a transgressão da Tétis acentuou-se; as águas quentes eram muito favoráveis para a instalação de recifes todavia, o levantamento das cadeias hercínicas veio afectar a paleogeografia:

• emersão da Europa média na fase Sudética fez recuar o mar de Tétis, ficando a Norte reduzido a um canal estreito (canal da hulha, Bélgica, Norte de França);

• instalação de bacias parálicas onde se acumulou a hulha. No Vestefaliano, a fase Astúrica soldou a Cadeia Hercínica da Europa média ao Continente Norte Atlântico;

• na América do Norte, desde o início do Pensilvaniano, deram-se movimentos que levaram à criação de várias bacias hulhíferas e dos Apalaches.

• Na Ásia, a orogenia Altaírica, fechou o mar de Altai e da Mongólia e criou condições favoráveis ao desenvolvimento de bacias hulhíferas em Kouznetz na China.

Com o final destes movimentos a paleogeografia do Carbonífero superior é caracterizada por uma grande extensão de áreas continentais, com zonas pantanosas nas zonas litorais (bacias parálicas) onde se acumulou carvão. No Pérmico, sobre os continentes onde o clima se tornava árido, houve transgressões esporádicas.

• A fase Saálica, na Europa, fracturou as montanhas já constituídas, na América do Norte, provocou a elevação final dos Apalaches; houve actividade vulcânica na Alemanha, na Sibéria e no México.

• O braço dos Urais do Oceano Pliónico desapareceu no final do Pérmico (fase Palatina) o que levou à soldadura do Continente Norte Atlântico à Sibéria e à criação da Pangeia.

• O mar Ártico avançou sobre o Norte da Europa criando o mar de Zechstein (Alemanha, Oeste dos Urais, golfo da Nova Escócia); esta invasão foi efémera e, ao retirar-se a pouco e pouco, ficaram vastas áreas lagunares onde se acumularam evaporitos. O Pérmico termina com vastas superfícies continentais, com relevos em vias de serem erodidos, e com depósitos evaporíticos nas regiões litorais.

O eixo polar ficou situado num plano meridiano contendo os polos actuais.


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Paleobiogeografia e paleoclimatologia As faunas marinhas do Carbonífero inferior indicam que as comunicações entre as diversas áreas era fácil. As goniatites tiveram larga distribuição no Turnaciano e no Viseano, apenas algumas evidenciam algum endemismo (Pericyclus). A partir do Namuriano, a redução dos mares contribuiu para uma fragmentação das faunas marinhas. O arrefecimento das águas provocou a redução dos recifes; este facto foi ainda mais fortemente sentido quando Gonduana meridional se cobriu de gelos. Após o periodo glaciar, o clima tornou-se mais quente e depositaram-se, então, espessas séries detríticas continentais, de conglomerados, arenitos e xistos de cor vermelha (New red sandstones) sobretudo no continente Norte Atlântico, com flora relativamente quente (Callipteris e Walchia); estes depósitos ocorrem, também, no continente de Gonduana e na Sibéria mas, a posição latitudinal mais elevada, levou ao aparecimento de floras mais frias (Glossopteris e Gangamopteris em Gonduana, e apenas Gangamopteris na Sibéria) a que se juntam faunas de teromorfos particularmente ricas. As floras do Carbonífero inferior repartem-se por duas grandes províncias: a de Lepidodendropsis e a de Angara; no Carbonífero superior existem quatro províncias. A vegetação luxuriante do Carbonífero facilitou a diversificação animal. O domínio mesogeiano era atravessado pelo equador; as águas quentes foram favoráveis à expansão das Fusulinas. O Paleozóico termina sob condições difíceis para a vida; aridez crescente no decurso do Pérmico, a redução das áreas marinhas, conduziram à eliminação de numerosas formas. A dificuldade será ultrapassada e o Mesozóico veio oferecer novas condições para a expansão da vida.


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A ERA MESOZÓICA Decorreu entre o final da Era Paleozóica e o início da Era Cenozóica, durou cerca de 160 Ma (menos de metade da Paleozóica e mais do dobro da Cenozóica. Inicia-se o ciclo orogénico alpino. Os climas foram mais quentes e uniformes do que os actuais; nos mares as águas eram cerca de 10° C mais quentes que na actualidade; neles pululavam organismos planctónicos (cocolitoforídeos, dinoflagelados, foraminíferos,) que alimentavam uma enorme quantidade de amonites e belemnites. Nos continentes, os répteis atingiram uma expansão notável; a partir deles surgiram as aves e os mamíferos. As angiospérmicas apareceram, também, no decurso desta Era. Iniciou-se a fragmentação da Pangeia o que levou ao surgimento do Oceano Atlântico através de rifting e de expansão oceânica. Subdivisões e limites A Era está subdividida em três Periodos: Triásico (250-208Ma) Jurássico (208-145Ma) Cretácico (145- 65Ma). Cada uma destes Periodos foi subdividido em várias Séries e em Andares. O limite inferior é de tipo paleontológico, na continuação do Pérmico, na Europa Ocidental e na América. Na Europa, a orogenia hercínica terminou com a fase Saálica, a que se segue longo intervalo de acumulação de materiais detríticos, de cor vermelha, que cavalgam o limite entre as duas Eras e prosseguiu durante o Triásico (New Red Sandstones); para Leste existe discordância cada vez mais forte entre Pérmico e Triásico correspondente ao levantamento dos Urais; na Rússia o Triásico é marinho e transgressivo. Limite superior marcado por grande crise biológica, talvez devida a degradação climática (arrefecimento geral) e a mudanças paleogeográficas importantes (extinção das amonites, belemnites, rudistas, Inoceramus, dinossauros, etc.).


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Aspectos paleontológicos gerais Os protistas retomaram o seu desenvolvimento e invadiram as zonas neríticas constituindo rochas de fácies particulares como o cré. Alguns foraminíferos são excelentes indicadores cronostratigráficos: Orbitolina no Barremiano-Cenomaniano; Globotruncana entre o Albiano e o Senoniano, Alveolina desde o Cenomaniano, Orbitoides no Senoniano, por exemplo. As Calpionellas (Tintinídeos) permitem boa zonação no final do Jurássico e início do Cretácico em ambientes pelágicos. As algas verdes (Dasicladáceas) expandiram-se no Triásico e no Jurássico inferior. Celenterados tiveram renovamento importante com a expansão dos Hexacoraliários. Rudistas, grandes gastrópodes (Nerinea, Strombus, Harpagodes) eram comuns nos ambientes recifais. Os cefalópodes dominaram nos mares; amonites e belemnites são essenciais para a cronostratigrafia do Mesozóico. Os amonóides iniciaram a sua diversificação com as Ceratites (Triásico) que sucedem às Goniatites e Climénias paleozóicas. As amonites verdadeiras surgem no Triásico e expandiram-se no Jurássico e Cretácico inferior entrando, depois, em declínio e extinguiram-se; só os Nautilóides sobreviveram até à actualidade. Braquiópodes (rinconelas e terebrátulas) são abundantes Crinóides são comuns, sobretudo no Jurássico; os ouriços evoluiram lentamente para formas irregulares. Nos peixes surgem os Holósteos no Jurássico e os Teleósteos no Cretácico. Os répteis mesozóicos constituem um grupo notável e rico do ponto de vista evolutivo. Fazem a ligação entre os primeiros tetrápodes, as aves e os mamíferos. Extinção dos batráquios estégocefalos e dos répteis terapsídeos no Triásico. No Jurássico atingem o apogeu os dinossauros. Os mamíferos individualizaram-se durante o Triásico e as aves no Jurássico Nas plantas, Cicadófitas, Ginkgófitas e Coníferas dominaram; as pteridospérmicas entram em declínio. As Angiospérmicas surgiram no Jurássico terminal-Cretácico inferior.


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Orogénese A Era Mesozóica como intervalo de preparação da grande Orogenia Alpina cujas fases principais decorreram no Cenozóico. Deslocamento das duas Américas para Oeste com desenvolvimento de uma zona de subducção na parte Ocidental e levantamento dos Andes e da Serra Nevada durante o Jurássico superior (fases Andina e Nevádica, equivalentes aproximadas da fase Neocimérica na China) e no Cretácico (fase Larâmida, afectando os Andes a Sul, e as Montanhas Rochosas a Norte). Movimentações na Mesogeia (domínio alpino p.d.):

• Fase Paleocimérica, no limite Triásico - Jurássico, que afectou a região da Crimeia e a Ásia de SE;

• Fase Neocimérica, no final do Jurássico, responsável pela deposição dos flishs titonianos e marcou o final da extensão da mesogeia e o início das compressões;

• Fase Austríaca, no meio do Cretácico, com recrudescimento das fácies flish, instalação de mantos de carreamento nos Alpes orientais e intensificação do metamorfismo na zona axial dos Pirinéus, Ásia Menor e nos Cárpatos;

• Fase Larâmida ou Arvincha, compressiva, no final do Cretácico, particularmente bem conhecida nas regiões peri-pacíficas.

Paleogeografia Em contraste com o Paleozóico, que é caracterizado por numerosas colisões continentais que conduziram à constituição da Pangea, o Mesozóico é uma Era de fragmentação com a separação da Pangea em diversas áreas continentais. O rifting iniciou-se no Triásico superior. Todavia, as principais fases de fragmentação ocorreram no Jurássico e no Cretácico prosseguindo no Cenozóico, conduzindo à configuração actual dos continentes. No Triásico inferior e médio, a Indochina, a Malásia e o Sul da China, bem como o Tibete, o Irão-Afeganistão e a Turquia afastaram-se de Gonduana e deslocaram-se para Norte através do mar de Tétis. No Triásico superior, a Malásia colidiu com a Indochina e o Sul e o Norte da China chocaram. Estas colisões estão marcadas por cordilheiras de montanhas imponentes. Também, no


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início do Mesozóico, o Pamir colidiu com o Kazaquistão originando as Montanhas Tien Shan no Oeste da China. No Norte, no Sul e no Este da Pangea existiam zonas de subducção activas. Durante o Triásico e Jurássico, um ou mais arcos insulares colidiram com o W das Américas do Norte e do Sul. No Triásico final, as Américas do Sul e Central bem como a África separaram-se da América do Norte. Rifts activos entre as Américas do Norte e do Sul levaram ao apareciemnto de diversos blocos, alguns do quais vieram a reunir-se para constituir a América Central e Cuba. A colisão de micro-continentes, separados de Gonduana, com o Sul da Eurásia provocou a elevação dos Alpes e dos Himalaias no Cenozóico. O movimento esquerdo destes blocos levou ao fecho do mar de Tétis. No Jurássico, o Golfo do México continuou a abrir-se à medida que as placas que actualmente suportam o México e a América Central se deslocavam para Sul. O México acabou por ficar ligado à América do Norte pela primeira vez. Finalmente, no Jurássico superior, o México começou a deslocar-se para SE ao longo de duas falhas transformantes até atingir a sua posição actual, adjacente à Califórnia. O Atlântico Norte continuou a abrir-se para Norte entre a Terra Nova e a Inglaterra. Também, no Jurássico superior o microcontinente de Kolima, que se deslocou para N no Pacifico, colidiu com a Sibéria. No Jurássico a Antártida e a India separaram-se de África. Houve emissão de basaltos na África do Sul e na Antártida. Houve zonas de subducção activas, durante o Jurássico, no SE da Europa, W do Irão, S do Tibete e no S da Malásia. Resumindo: No Jurássico a Eurásia começou a separar-se da América do Norte, abrindo-se o Oceano Atlântico Norte. De Gonduana separou-se o bloco Antártida-Austrália que derivou para E; a India afastou-se para Norte. No Jurássico superior a Laurásia afastou-se da África-América do Sul enquanto consolidava a crosta das Caraíbas e do Proto-atlântico Norte. A Península Ibérica rodou para Sul abrindo-se o Golfo da Gasconha o que permitiu a penetração de influências atlânticas (Calpionelas); ao mesmo tempo, um divertículo avançou para Norte, entre o Labrador (Canadá) e a Gronelândia.


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O Oceano Índico continuou a crescer; Madagascar afastou-se de Moçambique, a India progrediu para Norte, enquanto o bloco antártico-australiano se dirigiu para Este. No decurso do Cretácico a África aproximou-se da Ásia, acentuando-se a tendência para fecho do Mediterrâneo oriental. Abertura de um rift entre África e América do Sul. No Cretácico, a extensão desta fossa conduziu à abertura do Atlântico Sul. A placa africana deslocou-se para Norte e determinou uma inversão de polaridade tectónica na Mesogeia no Cretácico. A India carregou-se de basaltos (trapes do Decão) quando passou sobre um ponto quente no Oceano Índico. Transgressões e regressões na Europa dependentes do mar boreal (mar do Norte) e do mar de Tétis; comunicações dos domínios nórdico e mesogeiano através da bacia de Paris e da Rússia (mar dos Urais) e entre a Tétis e o Atlântico através do Ebro e da Aquitânia. Oceano Ártico como herança do mar Boreal. Paleoclimatologia Climas do Mesozóico mais quentes e menos contrastados que os do Paleozóico. Águas quentes favoreceram a proliferação de calcários organogénicos, oolíticos e recifais, cuja deposição se foi deslocando para Sul acompanhando a migração do Equador. No ínicio do Mesozóico o polo Norte situava-se a cerca de 140° de longitude E e 40° de latitude Norte. As massas continentais situavam-se nas zonas tropicais ou equatoriais onde existia uma cintura evaporítica. Migração para Sul do Equador e consequente arrefecimento da Europa no Cretácico. No limite Cretácico - Terciário o mar Boreal transgrediu sobre o Atlântico Norte e provocou um cataclismo nos organismos vivos. A Laurásia arrefeceu e Gonduana aqueceu; a cintura evaporítica atingiu a África do Norte; as regiões polares actuais tinham clima ameno, húmido, que permitia a expansão de florestas na Gronelândia. Bauxitizações intensas em toda a Europa média, desde a França até aos Urais, passando pela Hungria. TRIÁSICO


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Designação criada por Von Alberti em 1834 fazendo alusão às três formações que caracterizam este Sistema na Alemanha: Buntsandstein, Muschelkalk e Keuper. Triásico germânico como intermediário entre o T. mesogeiano (marinho) e o T. continental dos "New Red Sandstones" de Inglaterra. O Triásico marca a passagem entre a Era Paleozóica e Mesozóica. Limites e Subdivisões Limite inferior coincidente com o da Era Mesozóica, correspondente à fase Palatina da Orogenia Hercínica. No domínio alpino nerítico o Triásico é transgressivo; noutros domínios marinhos o limite é difícil de estabelecer. Limite superior com o Jurássico foi alvo de discussão; o Retiano foi, em tempos, considerado como marcando o início do Jurássico por ser transgressivo em França, por exemplo. Não há nenhuma fase tectónica que marque a separação Triásico - Jurássico; apenas na Crimeia, no SE asiático e na bordadura do Pacifico, se fizeram sentir movimentos que provocaram a discordância Paleocimérica. No plano paleontológico não há discontinuidade importante. As diferenças são mais do âmbito paleoecológico: no final do Triásico, nos domínios epicontinentais dos Alpes e da Europa Ocidental, as condições climáticas conduziram à formação de lagunas e de bacias evaporíticas onde as bruscas e importantes variações de salinidade foram um teste para numerosos organismos; as formas pelágicas puderam ultrapassar fácilmente esta barreira. Subdivisão clássica do Triásico em: Keuper - margas irisadas Muschelkalk - calcário conquífero Buntsandstein - margas matizadas. A escala marinha estabelecida nos Alpes orientais pelos autores alemães e austríacos a partir de faunas de amonites, foraminíferos e conodontes:

Retiano

Triásico superior Noriano

Carniano

Triásico médio Ladiniano

Triásico Anisiano

Espatiano

Scitiano (Triásico inferior)

Nammaliano


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Griesbaquiano

Caracteres paleontológicos Plantas

Algas verdes (Clorofíceas, Dasicladáceas) proliferaram nos mares quentes e pouco profundos (Diplopora, Giroporella). Diplopora penetrou no Muschelkalk germânico e da Lorena, e Giroporella é particularmente abundante no Noriano. No continente de Gonduana pteridospérmicas dos géneros Gangamopteris e Glossopteris são comuns e desaparecem com o Triásico. São comuns grandes troncos silicificados com estrutura de tipo Gimnospérmica designados por Dadoxylon e Araucarioxylon. Na Laurásia Voltzia substituiu Walchia do Pérmico (Gimnospérmica). As cicadófitas expandiram-se a partir do Triásico superior. O fitoplancton estava rarefeito devido às condições climáticas e ecológicas o que explica a rarefação e lento renovamento da fauna. Animais

Briozoários, braquiópodes, Celenterados, Blastoides e Crinoides foram fortemente afectados pela hipersalidade. As faunas bênticas móveis e as formas nectónicas e planctónicas foram bastante menos atingidas. Dos foraminíferos apareceram as Biloculinas e os Miliolídeos; formas aglutinadas como Ammonodiscus e Globospira eram frequentes nas fácies detríticas litorais. Conodontes são excelentes indicadores cronostratigráficos. Os Hexacoraliários constituiram recifes, associados a algumas esponjas calcárias litorais do grupo das Faretronas. Nos moluscos aparecem géneros que vieram até à actualidade (Arca, Mytilus, Avicula, Ostrea, Lima, Pecten, etc.). Nos cefalópodes, as Ceratites com lobos das linhas de sutura sinuosos, dominam e têm elevado interesse cronostratigráfico; a maior parte extinguiu-se com o Triásico; são particularmente curiosas as faunas dos Himalaias e de Timor. Nos braquiopodes surgem grupos novos de rinconelídeos e terebratulídeos. Nos equinodermes desaparecem os Blastoides e boa parte dos crinoides. Os ouriços recuperaram a pouco e pouco e surgem ouriços regulares munidos de radiolas espessas (Cidaris). Nas lagoas hipersalinas abundavam crustáceos como Estheria.


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Nos vertebrados houve mudanças significativas. Nos peixes existiam, já como formas relíquias, condrósteos com escamas ganoides e esqueleto pouco ossificado; os Holósteos, também com escamas ganoides mas com esqueleto ósseo diversificaram-se. Nos batráquios, os estegocéfalos labirintodontes (Mastodonsaurus, p. ex.) dominam e extinguem-se com o Triásico. A par destes viveram no Triásico microsauros com ossificação progressiva e que estão na origem dos batráquios actuais (anuros, urodelos e apodes). Os répteis continuam a diversificar-se; predominam teriodontes descendentes dos terapsídeos do Pérmico. Estes teriodontes apresentam características mamalianas (articulação da mandibula e dentição); constituiam o grupo dos cinodontes por terem mandibulas semelhantes às dos cães. Extinguiram-se com o Triásico. Nos répteis não mamalianos os Cotilossauros não ultrapassam o Triásico médio. Surgem os Ictiossauros; Fitossauros e placodontes eram comuns; os tecodontes eram dominantes e deles surgiram os principais grupos que vão dominar no Jurássico e no Cretácico: dinossauros saurisquianos (cintura pélvica de tipo réptil) e ornitisquianos (cintura pélvica de tipo ave); surgem os Pterossauros com membrana alar e voadores. Os mamíferos são conhecidos no Triásico; eram herbívoros de pequeno tamanho (alguns cm). Paleogeografia Início da fragmentação de Gonduana acompanhado por vulcanismo fissural. Crise climática provocando grande perturbação nos ecossistemas. Migração dos polos para Sul. Aquecimento generalizado e dilatação da zona de evaporitos. A Pangea, rodeada pelo Oceano Pacífico, era penetrada pela Mesogeia, pelo Mar Boreal, Mar Austral e Mar Goduânico. Ainda não estava definida a fossa mesogeiana; apenas no litoral pacífico das Américas e SE Asiático se encontravam depósitos desse tipo. As condições eram propícias para o estabelecimento de um jogo de transgressões e regressões marinhas em função de pequenas variações batimétricas ou de ligeiras deformações do continente; o antepaís era relativamente plano. A partir do Triásico médio a Austrália+Antártida e India afastam-se do resto de Gonduana; no Triásico superior Madagascar separa-se de África; surge o rifte médio atlântico, houve emissões fissurais de basaltos e de andesitos que atingiram grande extensão no Brasil e em África. Entre os cratões europeu e


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africano começou uma fase de distensão da mesogeia ocidental; geram-se pequenas discordâncias nos Alpes orientais, nos Carpatos e nos Balcãs acompanhadas por dobramentos, por brechas intraformacionais e por vulcanismo. No limite Triásico-Jurássico, a fase tectónica Paleocimérica afecta a margem meridional e oriental da Ásia, da Crimeia até à China. O deslocamento para Oeste da Pangea provocou o aparecimento de uma zona de subducção na periferia pacífica das Américas. Paleoclimatologia A migração dos polos e do equador para Sul provocou a fusão dos gelos gonduânicos o que gerou a acumulação de depósitos detríticos em África (Karroo). Na Europa, o clima equatorial do Carbonífero foi substituído, no Pérmico e no Triásico, por clima tropical com estações alternantes que favoreceram a alteração de granitóides hercínicos e a deposição dos materiais daí resultantes sob a forma de conglomerados, arenitos e pelitos em regra de cor vermelha. À medida que o Equador se deslocava para Sul, a Europa foi atingida pela cintura evaporítica no Triásico superior (Keuper) o que provocou a acumulação de gesso e sal-gema. A temperatura das águas calcula-se em 25°C. JURÁSSICO A designação deriva de Jura, montanhas de França, Suiça e Alemanha. Termo introduzido por Brongniart em 1889. Limites e subdivisões Limites nítidos nos domínios neríticos mas bastante menos em ambientes pelágicos. O Jurássico inicia-se por um movimento transgressivo que vai prosseguir até ao J. médio; após um periodo de hesitação o mar regridiu no J. superior, deixando atrás de si fácies continentais ditas purbeckianas que vão prosseguir no Cretácico inferior (fácies Weald). Limites definidos com base em amonóides [limite inferior na base da zona de Planorbis (Psiloceras planorbis) e superior no topo da zona de Giganteus (Titanites giganteus)]. O limite superior pode também ser definido com base em


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Calpionelas cuja distribuição temporal se estende entre o Jurássico superior e o Cretácico inferior (Titoniano e Berriasiano). Na Ásia o limite inferior é marcado pela fase tectónica Paleocimérica. O limite superior coincide com a fase Neocimérica na Ásia e a Nevádica na América do Norte. William Smith (1799) e a divisão em Lias e Oolite; L. Buch (1839) e a subdivisão em Jura preto, Jura castanho e Jura branco (base para o topo). A subdivisão de Oppel, em 1856, em Lias, Dogger e Malm (designações usadas nas pedreiras inglesas). A escala actual de subdivisões do Jurássico (ver tabela.). Caracteres paleontológicos Extinções do início do Jurássico, talvez relacionadas com uma baixa na salinidade dos oceanos em consequência da deposição dos evaporitos do Keuper e à posição, sobre a Sibéria, do polo N e, sobre a Antártida, do polo Sul. Flora Algas dasicladáceas continuam a dominar nos mares com sedimentação carbonatada; nos continentes as gimnospérmicas dominam largamente e contribuiram para a formação de depósitos de carvão na Ásia; cicadófitas, ginkgoales e benetitíneas estão igualmente bem representadas; as pteridospérmicas entram em regressão. Fauna Radiolários extremamente abundantes; Calpionelas (protozoários do grupo dos tintinídeos) expandiram-se no final do Kimeridgiano e no início do Cretácico. Foraminíferos permitem estabelecer zonações. Nanofósseis calcários e ostracodos dão boas indicações cronostratigráficas. Esponjas siliciosas contribuiram para a formação de espongolitos no Oxfordiano da periferia das Ardenas, e são a fonte principal de Si para os nódulos de silex dos calcários jurássicos. Corais edificaram recifes onde viviam equinodermes, gastrópodes (Nerinea, Pleurotomaria, de grande tamanho e de concha espessa, Harpagodes comum nas margas do Kimeridgiano) e lamelibrânquios (Posidonomya, Avicula, Phola, Trigonia, ostras, Pecten, e Rudistas - Diceras). Dos cefalópodes as amonites constituem o grupo mais importante para a cronostratigrafia do Jurássico (Asteroceras, Uptonia, Amalteus, Hildoceras do Lias; Parkinsonia, Zigzagiceras, Asphinctites, Oppelia, Macrocephalites, Kosmoceras, Peltoceras do


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Dogger; Cardioceras, Perisphinctes, Epipeltoceras, Ataxioceras, Aspidoceras do Malm; eram acompanhadas por belemnites e nautilóides diversos. Os braquiópodes (rinconelídeos, terebratulídeos) são comuns e dão boas indicações ambientais e cronológicas. Nos vertebrados os peixes são bem conhecidos, sobretudo a partir das formas fossilizadas nos calcários litográficos de Solenhofen (Alemanha); existiam seláceos, holósteos ganoides (representados actualmente por Amia e Lepidosteus) e aparecem os primeiros teleósteos com esqueleto inteiramente ossificado. Os répteis dominaram sobretudo nos continentes; de entre eles os dinossauros eram muito abundantes e diversificados; desde o Triásico existiam dois grandes grupos: dinossauros avipélvicos ou ornitisquianos (cintura pélvica tetraradiada como nas aves) e sauripélvicos ou saurisquianos (cintura pélvica triradiada como nos répteis). Os sauripélvicos compreendiam uma linha de carnivoros (Terópodes) bípedes com dentes cónicos como Tyranosaurus (Cretácico) e uma linha de herbívoros (Saurópodes) que incluiam os maiores animais jamais existentes sobre a Terra (Diplodoccus, Brontosaurus). Os avipélvicos eram todos herbívoros como Stegosaurus com placas triangulares no dorso. Também existiam formas voadoras (Pterossauros) com géneros como Pterodactylus, Rhamphorhyncus e Pteranodon. Nos mares viviam Ictiosaurus com morfologia semelhante à de golfinhos. Paleogeografia Continuou a expansão dos fundos ocânicos (Mesogeia e Atântico Sul) e a separação de Gonduana. Houve emissões de ofiolitos. A India prosseguiu o deslocamento para Norte. No Lias alargou-se a canal de Moçambique; esboçou-se o Atlântico Norte com a abertura do mar das Caraíbas. A Austrália continuou solidária com a Antártida. O Golfo da Gasconha abriu no Jurássico superior, como demonstra a existência de Calpionelas naquela região; o Proto-Atlântico Norte deve datar do Dogger devido à presença de amonites em Portugal desde o Sinemuriano e à paleogeografia da Aquitânia. Na Mesogeia desenvolveram-se fossas qde onde emergiram os Alpes ocidentais. A expansão geradora das fossas foi acompanhada por emissões ofiolíticas que constituiram crosta oceânica, alguma da qual veio a ser retomada e carreada, no decurso do Jurássico superior, por acção da fase Neocimérica que é, também, responsável pela acumulação dos flishes titónicos. Na periferia das Américas, primeiro a fase Andina na América do Sul e, depois, a fase Nevádica na América do Norte, levantaram as cadeias alpinas americanas; estes movimentos foram acompanhados por intrusões de granitóides e de andesitos.


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Os mares epicontinentais tiveram grande importância; a Europa transformou-se num conjunto de ilhas; duas transgressões foram particularmente importantes: a do mar de Logan (W dos EUA) e o grande golfo do Saara que invadiu o Norte do Cratão africano; a maioria destes mares regrediu no final do Jurássico, a passagem ao Cretácico, em regra, é feita em regime continental. Paleoclimatologia Os climas foram quentes; os recifes eram abundantes bem como depósitos oolíticos e dolomíticos; nos continentes acumularam-se depósitos de carvão e formaram-se bauxitos. O Equador e a cintura evaporítica deslocaram-se para Sul (Golfo do México, Saara, Arábia). O clima da África do Sul e da Antártida tornou-se temperado; na Europa individualizou-se uma província boreal com Cardioceras enquanto na Mesogeia existia uma província tropical com Oppelia, Duvalia, Diceras e corais. A província boreal é dita volgiana, a mesogeiana é chamada de titóniana; a ligação entre ambas fazia-se através da bacia de Paris e pela Inglaterra, através de fácies ditas portlandianas o que tem gerado confusões e querelas entre estratigrafos. CRETÁCICO Primeiras referências a terrenos cretácicos feitas por Omalius d'Halloy em 1822. É o intervalo anunciador da Era Cenozóica. Limites e subdivisões O Cretácico inicia-se com o Berriasiano na Mesogeia. O limite é difícil de estabelecer a menos que se esteja em presença de níveis ricos de amonites, de foraminíferos de Calpionellas ou de esporos. O limite entre Berriasiano e Titoniano não coincide com o de Purbeckiano-Wealdiano em meio continental, ou com o de Volgiano-Ryazaniano nos domínios Boreais. O limite superior é marcado por numerosas extinções. É acompanhado por uma regressão generalizada e por movimentos tectónicos (Fase Larâmida) particularmente marcados na América. Alguns advogam a subdivisão do Cretácico em três termos: inferior, médio e superior, outros apenas em dois: Cretácico inferior e superior cujo limite se situaria por volta dos 100 Ma e coincide com a Fase Austríaca, bem marcada na Mesogeia por deformações de grande raio de curvatura na Provença e na Dordonha. Foi D'Orbigny quem definiu os andares do Cretácico em meados do


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séc. XIX nas cadeias subalpinas e na bacia de Paris. A escala foi completada no Jura suíço e na região de Champagne (ver escala). Caracteres paleontológicos Os tempos cretácicos são a continuação dos jurássicos. Apenas nos moluscos cerca de 2/3 desapareceram e/ou foram substituídos. As Calpionelas sobreviveram até ao Valanginiano. A flora suportou bem a passagem; surgiram as angiospérmicas Flora As algas entraram em declínio. As carófitas são comuns nos ambientes continentais de fácies Weald. Os cocolitoforídeos contibuiram largamente para a acumulação de rochas carbonatadas (cré). Dinoflagelados são muito frequentes bem como acritarcas. Nos continentes os fetos eram comuns; pteridospérmicas estão em declínio acentuado e desaparecem com o Sistema. As benetitíneas tiveram o seu acme no Cretácico inferior e extinguiram-se no Cenomaniano. As angiospérmicas apareceram no início do Sistema e expandiram-se rapidamente. Fauna Os radiolários eram um pouco menos abundantes do que no Jurássico. As Calpionelas extinguiram-se com o Valanginiano superior. Os foraminíferos estavam bem representados: Orbitolinas (Barremiano-Cenomaniano), Praealveolinas surgem no Cenomaniano, Orbitoides caracterizam o Campaniano e Maastrichtiano, Globotruncanas apresentam no Cretácico superior uma grande diversidade. Espongiários siliciosos contribuiram para a génese de silex e de espongolitos. Rudistas (Requienia e Toucasia no Cretácico inferior, Hippurites e Radiolarites no Cretácico superior) são comuns e em regra estão associadas a corais. Outros lamelibrânquios e os gastrópodes eram frequentes nos mares epicontinentais; Inoceramus têm interesse biostratigráfico, bem como Nerinea. As amonites são particularmente interessantes; apresentam curiosas tendências regressivas [desenrolamento (Macroscaphites, Turrilites) e simplificação das linhas de sutura que se tornam de tipo ceratítico como no Triásico (Neolobites, Tissotia)]. Dos equinodermes os ouriços irregulares desenvolveram-se (Toxaster, Heteraster, Holaster, Micraster) e desapareceram os crinoides jurássicos. Os répteis dominavam entre os vertebrados. Nos mares os Ictiosaurus declinam e são substituídos por Plesiosaurus; os grandes répteis avipélvicos


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bípedes (Iguanodon, Trachodon) ou quadrúpedes (Ankylosaurus, Triceratops) são comuns. Dos sauripélvicos merece referência especial Tyranosaurus com dentes que atingiam 20cm. Répteis voadores continuaram a abundar. Todos desapareceram no final do Sistema à semelhança do que aconteceu com amonites, belemnites, rudistas, Inoceramus, Globotruncanas e grande parte dos coccolitoforídeos; a sua extinção deixou espaço para o desenvolvimento dos mamíferos, nomeadamente dos marsupiais que apareceram na América do Norte e se diversificaram na Mongólia. Paleogeografia A India continuou a sua deslocação para Norte tendo passado sobre um ponto quente no Indico o que provocou a emissão dos basaltos do Decão. O canal de Moçambique alargou no Cretácico. A Austrália (+Tasmânia+Nova Zelândia) separou-se da Antártida há 80 Ma. O Atlântico Sul acelerou a sua expansão e na base do Cretácico superior (110-85 Ma) atingia mais de 3000Km de largura. O Atlântico Norte continuou a alargar-se mas ainda não estava ligado ao mar Ártico. O canal da Mancha abriu-se no Cretácico superior. As duas Américas permaneceram isoladas; apenas se uniram, esporadicamente, no limite Cretácico-Terciário em relação com a fase Larâmida que afectou a periferia pacífica das duas Américas. Após a fase Neocimérica do final do Jurássico a orogénese acentua-se no Cretácico inferior e tem grande importância no Cretácico médio (Fase Austríaca). A fase Larâmida foi responsável pela acumulação de flishes, pela intrusão de granitóides e de emissões vulcânicas na periferia pacifica da América, que no Chile atingiram mais de 10 000m de espessura. Na Mesogeia existem também flishes. Para além de flishes a actividade orogénica provocou a acumulação de produtos detríticos continentais, em particular na América do Norte, em África (Continental intercalar) e na Europa (fácies Weald). Outra consequência foi a grande transgressão do Cenomaniano que se iniciou no Albiano. Esta transgessão transformou a Europa num conjunto de ilhas (Meseta ibérica, Maciço Central francês, Maciço armoricano, Maciço das Ardenas-Renânia-Boémia, Maciço corso-sardo e o que restava do Escudo Báltico) e cortou em dois os blocos africano e norte-americano. O Equador passava pelas Caraíbas e pelo Senegal (desvio de 20° relativamente ao actual). Todos os territórios do domínio mesogeiano foram sugeitos a bauxitizações. A zona axial dos Pirinéus elevou-se na parte central e a Este deixando a Oeste uma fossa profunda (fossa aturiana).


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A ERA CENOZÓICA De Kainos=recente, foi caracterizada em 1807 por Brongniart mas apenas em 1829 Desnoyers designou por Quaternário aquilo que até então era conhecido como Diluvium. Abarca a história da Terra entre o final do Cretácico e a actualidade. Representa, em duração, cerca de 1/3 da Era Mesozóica e de 1/6 da Era Paleozóica. Do ponto de vista orogénico representa a continuação do ciclo alpino que teve, aqui, as fases paroxismais. A paleogeografia é marcada pela abertura do Atlântico Norte e pelo fecho da Mesogeia. Limites e subdivisões A Era Cenozóica (inicialmente coincidente com o Terciário) foi dividida por Lyell (1830) em Eocénico (bacia de Paris), Miocénico (bacia da Aquitânia) e Pliocénico (bacia do Pó). Só em 1854, Beyrich separou o Oligocénico do Eocénico com base em depósitos das bacias alemãs e, em 1874, Schimper separou o Paleocénico da base do Eocénico. Actualmente a Era está dividida em três Sistemas: Paleogénico, Neogénico e Quaternário. Cada um deles dividido em diversas Séries e Andares (ver quadro). O limite superior do Cenozóico é a mais precisa de todas as unidades estratigráficas, por corresponder ao momento actual, mas também a mais flutuante; por convenção fixou-se o momento actual em 1950 referindo-se os tempos quaternários, frequentemente, a tempos B.P (before present). O limite inferior foi o momento de extinção dos grandes répteis, das amonites, das belemnites e dos rudistas. Foi o momento em que se deram modificações de fácies com aparecimento de depósitos neríticos abundantes. Houve novas transgressões que sucederam à regressão do final do Cretácico. Deu-se a fase tectónica Larâmida. O limite entre Maastrichtiano e Daniano é definido pela extinção das Globotruncanas mas as Globorotalias do terciário ainda não surgiram. É no Daniano que aparecem os primeiros organismos planctónicos característicos do Cenozóico (Globorotalia danica e G. pseudobulloides).


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Paleontologia As grandes mudanças faunísticas e florísticas do final do Cretácico marcam bem o final de uma Era. fragmentação continua dos continentes conduziu ao aparecimento de grupos de organismos especializados tais como os marsupiais na Austrália enquanto as colisões levaram à extinção de outros. No Cenozóico os mamíferos constituiram o grupo terrestre dominante enquanto as cicadófitas quase se extinguem, as angiospérmicas desenvolvem-se de forma notável; os grandes répteis extinguem-se e os mamíferos desenvolvem-se e diversificam-se a partir do Eocénico. No Neogénico ocupam o lugar dos grandes répteis do Mesozóico até pelo gigantismo. Nos mares a renovação faunística é espectacular; surgem os Discoaster no nanoplâncton, nos foraminíferos as Globorotalias e há renovamento importante nas Globigerinas. Tais mudanças são difíceis de explicar; talvez um arrefecimento climático associado à regressão marinha do final do Cretácico tenha sido fatal a muitos organismos, perturbando as cadeias alimentares. Estratigrafia Alguns grupos são particularmente importantes; dos vertebrados os mamíferos permitem boas zonações em ambientes continentais; dos invertebrados os gastrópodes e lamelibrânquios são particularmente comuns nos depósitos cenozóicos todavia, o seu interesse é pequeno; nas microfaunas os foraminíferos são excelentes indicadores, as Numulites caracterizam o Paleogénico, os alveolinídeos explodem no Paleogénico e desaparecem no Neogénico, as Orthophragminas são importantes no Eocénico, as Lepidociclinas no Oligocénico e as Miogipsinas no Miocénico, as Globorotalias permitem estabelecer escala estratigráfica particularmente fina. Os vegetais são pouco importantes do ponto de vista cronostratigráfico mas têm muito interesse paleoecológico e paleoclimático. Paleogeografia Expansão oceânica e a orogénese Alpina marcam profundamente o Cenozóico. No Cenozóico inferior continuou a abertura das bacias oceânicas modernas enquanto os continentes se deslocaram para as posições actuais. O Oeste da


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América do Norte continuou a deslocar-se para Norte originando o Alasca, enquanto a baixa Califórnia se afastou do México à medida que o golfo da Califórnia se abria. O Atlântico Norte continuou a abrir-se dando fim à ponte intercontinental que ligava a América do Norte e a Eurásia (Gronelândia -Noroega). No Terciário superior as duas Américas ligaram-se através do istmo do Panamá. No Hemisfério Sul a Antártida separou-se definitivamente da Austrália, o mar Vermelho abriu-seenquanto a Peninsula Arábica se afastou de África. Formaram-se os Himalaias por colisão da India com o Tibete. No Pacífico desenvolveu-se anel de fogo. No Paleocénico o Atlântico Norte continuou a abrir-se; primeiro entre a Gronelândia e o Canadá, no Eocénico entre a Gronelândia e a Escandinávia; ao mesmo tempo a Eurásia deslizou para SE provocando compressão na Mesogeia que culminou próximo do limite Eocénico-Oligocénico com a elevação final dos Pirinéus (Fase Pirenaica). Nesta altura a América separa-se da Eurásia; os mamíferos, que no Paleocénico e no Eocénico inferior migraram da América do Norte para a Eurásia pelas terras boreais, passaram a transitar pelo ora istmo ora peninsula de Bering. No Miocénico superior a expansão fazia-se a uma velocidade de 2 a 4cm por ano e levou à constituição do sistema actual de 6 placas principais (africana, euroasiática, americana, pacífica, Indica e antártida) limitadas por rifts oceânicos ou por fossas na periferia dos continentes. A orogénese alpina conduziu à obliteração da Mesogeia. No final do Miocénico terminal ficou reduzida a um mar fechado, transformando-se em imensa bacia evaporítica; no Pliocénico rompeu-se o estreito de Gibraltar e a Mesogeia tomou o aspecto que hoje lhe conhecemos (Mar Mediterrâneo). Na América do Norte a orogénese traduziu-se pelo retraimento do domínio das Caraíbas e pelo aparecimento da Serra Nevada e dos Coast Ranges; na América do Sul pela elevação final dos Andes jé esboçados no Mesozóico. Os movimentos orogénicos nas Américas foram acompanhados pela instalação de falhas extensas, activas na actualidade, e por vulcanismo intenso que ainda hoje se manifesta. No Pliocénico soldaram-se as duas Américas o que permitiu que a fauna de mamíferos placentários da América do Norte invadisse o continente Sul Americano, povoado por marsupiais e ungulados primitivos que aí tinham evolucionado em isolamento. O nível do mar era relativamente baixo no Cenozóico. Nas margens continentais acumulara-se depósitos detríticos de pequena profundidade. Contudo acumularam-se aí enormes quantidades de petróleo e de gás (como os do médio oriente). Os climas arreferceram progressivamente condizindo às glaciações do Quaternário.


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Os climas variaram muito em função de ligeiras modificações na posição do eixo de rotação da Terra e dos polos o que conduziu à ocorrência de glaciações no Quaternário. No Paleogénico os climas eram tropicais nas zonas temperadas actuais. A partir daí houve arrefecimento e diminuição da precipitação (certa tendência para a aridez); a cintura de evaporitos ocupava a Europa Média (bacia de Paris), depois desloca-se para Sul, atingindo a África no Quaternário. Caracteres gerais do Paleogénico Durou cerca de 40 Ma entre o final do Cretácico e a base do Neogénico. Foi reconhecido por Naumann (1860); Hang chamou-lhe Numulítico em 1907. É subdividido em Paleocénico, Eocénico e Oligocénico, Séries reconhecidas em locais diversos. Paleocénico O limite inferior coincide com o da Era. o limite superior é feito com base nas faunas de mamíferos da bacia de Paris. Nos mares coincide com o aparecimento das Numulites É dividido em diversos andares (ver quadro). Eocénico O limite inferior situa-se entre o Tanetiano e o Esparnaciano; coincide com o aparecimento dos roedores, carnívoros, artiodáctilos e perissodáctilos. O limite superior, definido com rigor apenas em 1987, no "Meeting of the Subcommission on Paleogene stratigraphy" em Ancona (costa adriática de Itália), situa-se no final do Priaboniano. O estratótipo situa-se em Massignano, 10Km a SE de Ancona. O limite é marcado pela extinção dos foraminíferos Hantkenina e Cribrohantkenina, que marcam a separação entre as zonas P17 e P18 de Blow, há cerca de 34 Ma. Oligocénico


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Foi definido por Beyrich (1854) reunindo as formações compreendidas entre o Eocénico superior e o Miocénico inferior. Termina com o desaparecimento das Numulites e com o aparecimento de Globigerinoides e Miogypsina. Caracteres paleontológicos O Paleogénico é marcado pela expansão dos mamíferos até então representados por formas raras e de pequeno porte. As monocotiledóneas surgem e desenvolvem-se rapidamente permitindo o estabelecimento da cadeia alimentar monocotiledónea ∧ herbívoro ∧ carnívoro. Fauna e flora são próximas das actuais. Os moluscos expandem-se; cefalópodes regridem; em ambientes neríticos são comuns equinodermes, hexacoraliários, briozoários e algas calcárias. Dentes e otólitos de peixes são frequentes bem como restos de carapaças de tartarugas e de crocodilos. Os mamíferos têm um papel fundamental no Cenozóico; No Paleocénico as jazidas principais situam-se na América do Norte e na Mongólia. Os multituberculados extinguiram-se no Eocénico. São frequentes marsupiais próximos das sarigueias actuais bem como uma grande diversidade de placentários. No Eocénico extinguem-se os amblípodes (formas pesadas), multituberculados, creodontes (sem caninos diferenciados) e condilartros (dentadura completa sem diastema e dentes trituberculados) e surgem os cetáceos, sirenídeos, roedores, artiodáctilos, perissodáctilos e carnívoros fissípedes, anunciando a fauna actual. Cervídeos, girafídeos, bovídeos e hominídeos surgem no decurso do Neogénico. É no Eocénico que vivem os primeiros animais da linha evolutiva do cavalo (Hyracotherium seguido por Palaeotherium no Eocénico superior). Os proboscídeos surgem próximo do limite com o Oligocénico por formas do tamanho de um macaco (Moeritherium). Entre o Eocénico e o Oligocénico situa-se a grande linha de Stehlin que se situa entre a fauna de Montmartre (Paris) e a de Ronzon (Alto Loire) (extinguem-se os perissodáctilos eocénicos - Palaeotherium, e surgem os rinocerontes, tapires e Antracotherium, enquanto os equídeos aumentam de tamanho - Mesohippus e Miohippus); desenvolvem-se os símios, por formas (Propliopithecus do Egipto) que se admite estejam na base da linha evolutiva que levou ao gibão. Paleogeografia


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Existiam 4 grandes continentes: América do Norte, América do Sul, África e Eurásia. A América do Norte estava ainda soldada à Gronelândia e esta estava ligada à Grã-Bretanha. A ligação Oceano Ártico-Atlântico só será estabelecida próximo do limite Eocénico- Oligocénico. A separação das Américas era feita por alturas da Venezuela. A India ainda não encontrou a Ásia e o Oceano Índico continuou a crescer. No Paleocénico a Antártida separou-se da Austrália. O Mar Urálico continuava a separar a Ásia da Europa; desaparece no final do Oligocénico. A Europa estava separada de África pela Mesogeia; a Oeste esta contactava com o Atlântico através de dois estreitos, a Norte o estreito Norte Bético e a Sul o Sul rifenho de um e outro lado de uma ilha situada no local do actual estreito de Gibraltar. Mais a Sul o Continente Africano era atravessado, no Paleocénico, por um braço de mar que se estendia da Líbia e do Egipto até o Golfo da Guiné. No Eocénico superior aumenta o volume de gelo nos polos o que conduziu à instalação da psicrosfera (camada de água fria existente no fundo dos oceanos actuais) A cadeia pirenaico-provençal iniciou a sua elevação. Neogénico Foi definido por Hoernes em 1853 levando em conta o aparecimento de formas novas que vão evoluir até aos nossos dias. Engloba o Miocénico e o Pliocénico. Durou cerca de 20 Ma. Miocénico Foi definido por Lyell em 1833. Está dividido em diversos andares (ver quadro). O limite inferior confunde-se com o limite superior do Oligocénico. A malacofauna que acompanha a transgressão miocénica é próxima da actual. Nos foraminíferos inicia-se a expansão de Globigerinoides e de Miogypsina. O Miocénico inferior termina com o aparecimento de Praeorbulina. O Miocénico superior inicia-se com o aprecimento Globigerina nepenthes e pela


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expansão de Globorotalia menardii. No domínio continental é assinalado pela chegada de Hipparion à Europa O limite superior é marcado, nos foraminíferos, pelo aparecimento de Sphaeroidinellopsis e de Globorotalia margaritae e pelo desaparecimento de Globorotalia menardii. Na Mesogeia o Miocénico termina por depósitos evaporíticos do Messiniano existentes em todo o Mediterrâneo. Pliocénico Durou cerca de 3 Ma. As subdivisões foram estabelecidas em Itália. O limite inferior coincide com o aparecimento de Globorotalia margaritae. O superior é controverso; falaremos dele mais adiante. Do ponto de vista paleontológico, o Pliocénico caracteriza-se por fauna e flora quase idêntica às actuais; só a distribuição geográfica era diferente. Caracteres paleontológicos Nos microrganismos os foraminíferos e o nanoplancton calcário são particularmente importantes para a cronostratigrafia. Moluscos têm interesse paleoecológico e incluem formas semelhantes às actuais. Os mamíferos atingiram o seu acme. Os proboscídeos aumentaram de tamanho e diversificaram-se; surgem os Mastodontes com 4 defesas no Miocénico e com duas no Pliocénico, vão persitir em África até o Plistocénico. Prosseguiu a evolução dos cavalos com aumento de tamanho, redução dos dedos laterais e hipsodontia dos dentes (Merychippus no Miocénico inferior, Hipparion, emigrante americano que chegou à Europa no Miocénico superior). Existiam carnívoros como cães e gatos para além de tipos intermédios como Amphycion. Dos felídeos Mio-Pliocénicos merecem referência especial Machairodus (na Eurásia) e Smilodon (na América do Norte), os tigres-dente-de-sabre, com caninos gigantescos. Os artiodáctilos primitivos do Paleogénico foram substituídos por ruminantes como antilopes e bois com chifres ocos, com chifres maciços como cervos e girafas que acompanhavam hipópotamos, porcos e rinocerontes. Foi no Miocénico que apareceram os macacos com cauda e sem cauda. Todavia, no final do Pliocénico, boa parte dos grandes mamíferos desapareceu enquanto


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apareceram Equus e Elephas e se dá a expansão dos hominídeos (Australopithecus). Paleogeografia No final do Oligocénico desapareceu o Mar dos Urais. A India chocou com a Ásia penetrando nesta entre 4 e 500Km e produzindo o levantamento dos Himalaias. O continente Eurasiático adquiriu configuração com aspecto familiar. No Sul a paleogeografia da Mesogeia põe alguns problemas. As fossas molássicas peri-alpinas tiveram o máximo desenvolvimento ao mesmo tempo que se faziam sentir as fases paroxismais da Orogenia Alpina. Os arcos alpinos individualizaram-se e encerraram, na Europa central e oriental, um mar (Paratétis) que, a partir do Miocénico superior, se dessaliniza. Entretanto, a Mesogeia evoluiu para o fecho a Este e depois a Oeste. Foi estabelecido contacto com a África no final do Miocénico inferior (± 18 Ma) o que permitiu a migração para a Europa dos proboscídeos e dos bovídeos africanos. A Mesogeia ficou tranformada num "Mar Morto" gigante descendo as suas águas cerca de 2 000m. Em relação com as variações eustáticas ligadas, talvez, com os primeiros estádios glaciares e interglaciares das altas latitudes, a barreira de Gibraltar foi rompida algumas vezes, a depressão encheu-se o que justifica a ocorrência de vasas com foraminíferos intercaladas nos evaporitos. Durante os periodos de isolamento e de descida do nivel das águas os rios cavaram gargantas profundas, hoje canhões submarinos; na foz dos grandes rios acumularam-se enormes quantidades de material detrítico. Esta paleogeografia transformou-se, bruscamente, por volta dos 5Ma, no início do Pliocénico. A Mesogeia transformou-se no actual Mediterrâneo por abertura do estreito de Gibraltar. Em África começou a abrir-se o Vale do Rift anunciando nova fragmentação de Gonduana. No Pliocénico as Américas soldaram-se o que permitiu grandes migrações, apenas travadas pelo deserto do México: equídeos, mastodontes, tapires, lamas deslocaram-se para a América do Sul; Megatherium, sarigueias e tatus foram para a América do Norte. O vulcanismo foi activo; foram emitidos andesitos ao longo das cinturas mesogeiana e peripacifica e basaltos no interior dos cratões. O clima foi mais quente que o actual mas a diferenciação climática acentuou-se com os primeiros arrefecimentos climáticos. No Miocénico superior


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aparecem microfaunas frias na Califórnia e na Nova Zelândia. Os sinais indiscutíveis de arrefecimento surgem no Pliocénico através da morfologia da concha de foraminíferos (globigerinas com enrolamento sinestro). Quaternário Individualizado em 1829 por Jules Desnoyers para designar os terrenos mais modernos que os terciários da bacia do Sena. Em 1833 Henri Reboul dividiu-o em Plistocénico, representando todo o intervalo com glaciações e em Holocénico para os tempos post-glaciários. Os depósitos continentais compreendidos entre 3Ma e 900 000 anos são designados por Vilafranquiano. O limite inferior varia conforme os critérios usados. O início é normalmente marcado pela deterioração climática posta em evidência pela aparição de formas frias nos sedimentos marinhos italianos por volta de 1,8 Ma, o que coincide, aproximadamente, com o episódio de polaridade normal de Olduvai, longe do aparecimento dos primeiros hominídeos há 3-4Ma. Nos depósitos marinhos, o andar mais antigo é o Calabriano marcado pelo aparecimento de uma fauna fria com Cyprina islandica e Hyalinea baltica (descida de temperatura de 24° para 15°C na água do Mediterrâneo); por outro lado a extinção dos Discoaster e o aparecimento de Globorotalia.truncatulinoides são usadas, também, para marcar o início do Quaternário. Nos continentes a aparição de Bos, Elephas e Equus é usada como indicadora do início do Quaternário. Plistocénico inferior (1 800 000 -700 000 anos) O clima primeiro quente e húmido durante cerca de 600 000 degrada-se no decurso da 1ª glaciação denominada Günz. Violentas erupções vulcânicas afectam várias regiões, nomeadamente o centro da França. A regressão correspondente ao máximo de glaciação é compensada pela orogénese. A fauna tem características mediterrânicas e a flora termófila refugia-se nas regiões abrigadas; a partir destas "ilhas" a flora vai recuperar quando da melhoria climática; Juglans, Platanus, Castanea e Vitis puderam sobreviver ao frio e expandiram-se de novo após o máximo glaciário. O Homem já existe na Europa e marca a sua passagem de Oeste para Este abandonando utensílios arcaicos, talhados em pedra (pebble culture); é um caçador robusto, ainda não conhece o fogo mas organiza acampamentos ao ar livre ou abriga-se em grutas.


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Plistocénico médio - civilização acheulense (700 000 - 130 000 anos) O início é marcado por certo aquecimento e recuperação das florestas dizimadas pela glaciação anterior. O interglaciar durou perto de 50 000 anos. A partir dos 650 000 anos desenvolveu-se novo periodo frio que levou os gelos até à Alemanha. Durou cerca de 350 000 anos e constituiu a glaciação de Mindel. Este arrefecimento foi responsavel pelo desaparecimento das últimas faunas vilafranquianas que deram lugar a elementos frios como a raposa polar, o boi almiscarado e os lemings que migraram até o centro da Europa. A vegetação não se degradou completamente. Para o final do intervalo os espectros polínicos mostram melhoria sensivel anunciadora do intervalo Mindel-Riss. Segue-se novo intervalo frio (Riss) que durou cerca de 100 000 anos. O frio foi intenso; desenvolveram-se estepes frias, as coniferas desceram até o litoral; o Homem refugiou-se em grutas, dominou o fogo, construiu cabanas e afeiçoou os bifaces. Plistocénico superior - Mustierense ( 130 000 - 35 000 anos) Iniciou-se por um episódio de reaquecimento (130 000 e 100 000) que provocou a fusão dos gelos e o retraimento dos glaciares alpinos. Houve uma importante transgressão que elevou o nível dos oceanos cerca de 10m. É o Eemiano ou intervalo Riss- Würm. A vegetação recuperou por completo. A pouco e pouco o clima voltou a degradar-se. Por volta de 70 000 anos o frio instalou-se de novo. Na Europa os glaciares desceram até Lyon. Houve vulcanismo em Espanha, França e Alemanha. Primeiro frio mas húmido depois frio e seco o clima degradou-se. As florestas desapareceram e deram lugar a estepes frias com renas, mamutes, rinocerontes lanudos, antilopes e roedores como marmotas. No Würm antigo (40 000 anos BC) o frio reinava na Europa. Dá-se a regressão würmiana levando o mar a descer a mais de 100m abaixo do nível actual. Aos 35 000 anos os Neandertalianos deram lugar ao Homo sapiens. Plistocénico superior, Paleolítico superior (35 000 - 10 000)


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Separação feita com base em mudanças na civilização. As faunas e floras são semelhantes às do Würm antigo. A partir dos 18 000 anos BC, o final da glaciação foi inetrrompido por oscilações temperadas que foram sendo mais constantes até ao Post-glaciário. O vulcanismo foi bastante activo. A partir do Paleolítico superior o Homo sapiens refinou as industrias líticas e ósseas; a vida social e espiritual evoluíu (culto dos mortos). Holocénico, Paleolítico a actual (± 10 000 - ∨) O Holocénico iniciou-se por volta de 9 800 anos BC. Entre 8 200 e 6 800 anos BC deu-se houve uma fase de transição entre os últimos frios do tardiglaciar e o prenúncio dos aquecimentos post-glaciares, caracterizado pelo desenvolvimento de Betula, Quercus, Ulmus, Corylus; foi o Pré-boreal. Entre 6 800 e 5 500 anos BC (Boreal) houve aquecimento e instala-se mesmo certa secura ambiental, favorecendo o desenvolvimento de florestas de pinheiros e de Corylus (aveleira). Seguem-se os intervalos Atlântico, Boreal do Sul e Sub-atlântico. As espécies animais de climas mais frios migraram para Norte com este aquecimento. Algumas linhas extinguiram-se; mantiveram-se auroques, bisontes, cervídeos, javalis, coelhos, cavalos e cabras de montanha. No intervalo de passagem entre Plistocénico e Holocénico houve desenvolvimento da civilização do Mesolítico, situada entre predadores e produtores; aparecem micrólitos geométricos. A caça e a pesca são tarefas da vida diária das populações. A civilização neolítica iniciou-se na primeira metade do intervalo atlântico; o Neolítico antigo (6 000 - 5 500 a 4 000-3 800 anos BC); houve tentativas de criação de gado e de práticas agricolas. O Neolítico médio (5 000 - 4000 a 2 800 - 2 700 anos BC) é o alvorecer do megalitísmo. O Neolítico final é o calcolítico ou o alvorecer da idade dos metais; iniciou-se há 3 500 BC e é marcado pela ocorrência de sepulturas colectivas. Segue-se a idade dos metais com o bronze (1 800 - 700BC) com incineração dos mortos etc.

• Importância e objectivos da Estratigrafia nas Ciências da Terra • Biostratigrafia. Importância e unidades principais. Métodos de caracterização de

unidades biostratigraficas • O que é necessário para a elaboração de cartas de fácies. • Importância dos métodos sísmicos em Estratigrafia. Campo de Aplicação. • Relações entre cronozona e biozona • Unidades cronostraftigraficas. Geocronológicas e cronométricas. Principais tipos

e exemplos. Relações e valor • Validade e campo de aplicação dos princípios fundamentais da estratigrafia • O magnetismo terrestre e a geologia. Modos de utilização para a datação de

unidades líticas • Sub-divisões do pré-câmbrico Depois há várias perguntas com quadros para completar, perguntas do género que espécies limitam e são utilizadas para datar os períodos e sistemas geológicos…

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16.4

20.5

23.8

65.5

61.0

57.9

55.0

41.3

49.0

37.0

28.5

33.7

142.0

136.5

127.0

132.0

121.0

112.2

98.9

93.5

89.0

85.8

83.5

71.3

150.7

154.1

159.4

164.4

169.2

176.5

180.1

189.6

195.3

201.9

205.1

209.6

220.7

227.4

234.3

241.7

244.8

2.6

2.2

1.9

1.6

1.4

1.1

0.6

0.2

0.5

0.5

0.5

0.5

0.1

3.0

3.3

3.6

3.8

4.0

4.0

4.0

4.0

3.9

3.9

4.0

4.1

4.4

4.5

4.6

4.7

4.8

GSSP

GSSP

GSSP

GSSP

250 4.8

251.4

253.4

265

292

283

320

3.6

3.6

Gzhelian

Kazimovian

Moscovian

Bashkirian

Visean

Serpukhovian

+/-

GSSP

GSSP

GSSP

4Tournaisian

467.5 3

545

342

327

c

1

2

3

4

5

6

7

P

354

364

370

380

391

400

412

417

419

423

428

440

495

500

520LOWER/EARLY

LOWER/EARLY

MISSISSIPPIAN

MIDDLE

MIDDLE

PENNSYLVANIAN

UPPER/LATE

LOWER/EARLY

UPPER/LATE

UPPER/LATE

MIDDLE

n7

9n8n

2

c

c

c

c

c

c

1

3

Compiled by Jurgen Remane, Chairman of the International Commission of Stratigraphy (ICS) with the collaboration of all ICS Subcommissions, A. FAURE-MURET (Université Paris Sud) and G.S. ODIN (ICS-CNRS)Edited by an intercommission working group with J:REMANE, M.B. CITA (IUGS-ICS); J. DERCOURT, P.BOUYSSE (CGMW);F. REPETTO (Unesco) and A. FAURET- MURET (UPS)

Composition : G. ROCHE and L. DAUMAS (CNRS, Université Paris Sud, Orsay)

This 2000 edition of the International Stratigraphic Chart is intended to give a clear picture of the present state of the art in chronostratigraphic subdivisions of geological time, mentionning only units recommended for international use. A typographical distinction is made between formal, semiformal and informal units.The 1986 Guidelines of ICS (COWIE et al, 1986)and their recent revision (REMANE et al, 1996) regulate the definition of the international chronostratigraphic/geochronologic units. The Revised Guidelines were voted by the full commission of ICS as a mandatory document. Both versions of the guidelines stipulate that global chronostratigraphic units are not defined by unit-stratotypes, but their lower boundary only, following the principle introduced with the definition of the base of the Devonian in 1972 (MARTINSSON, 1977). This is indeed the only way to arrive at a global chronostratigraphic scale made of strictly contiguous units. Phanerozoic global chronostratigraphic boundaries are formally defined by a Global Standard Stratotype Section and Point (GSSP - COWIE et al, 1986), whereas Precambrian chronostratigraphic boundaries are formally defined in terms of absolute ages : Global Standard Stratigraphic Age (GSSA- REMANE et al, 1996). In order to to become mandatory, a boundary definition as to be accepted by 60% majority in successive votes, first by the working group responsible for the choice of the GSSP, then by the concerned Subcommission of ICS and finally by the Full Commission of ICS. With its ratification through IUGS, the GSSP or GSSA becomes mandatory.FORMAL UNITS (in bold characters) are all the those which have their lower boundary defined by a GSSP or GSSA voted by ICS in accordance with the Guidelines and ratified by IUGS. Proposed GSSPs (in bold italic) are pending ratification. SEMIFORMAL UNITS (normal characters): Several Subcommissions of ICS (Neogene, Paleogene, Jurassic, Triassic, Permian) have conducted a formal vote by postal ballot about the stage names which should be used and codified by a GSSP. But as long as no GSSP has been formally adopted, these units, recommendable as they are, have no formal status. INFORMAL UNITS (in italics) are not formally adopted by the Subcommissions. The subdivisions used in the present Global Chart, are based on the proposals made by the concerned Subcommissions. Simplified subdivisions have, however been adopted for the Carboniferous and the Ordovician, in order to maintain the necessary homogeneity of presentation. The complete versions were included in the detailed explanatory note. Also some traditional names which are becoming obsolete have been omitted : Lias, Dogger, Malm in the Jurassic and Tertiary in the Cenozoic (the latter already abandoned in the first edition of this chart). "Tertiary" can be used as an informal name like Permotrias. Numerical ages of the Phanerozoic chronostratigraphic boundaries were provided by Subcommission summaries, compilation in Episodes (1997) by Gradstein & Ogg, or other sources, and are subject to revision.The letter/number symbols used for divisions down to stage/age rank and the colours of the individual units are established by the CGMW, taking as a basis its Geological Atlas of the World. This chart is updated periodically during its general assemblies occuring within the International Geological Congress and upon ratification of GSSPs by IUGS.

Commission de la Carte Geologiquedu Monde

Commission on the Geological Mapof the World

Qua

tern

ary

Exercício 1

Legenda do Exercício 1

História Geológica 1

Esta sucessão litológica é constituída por 5 camadas, todas com deposição horizontal dos sedimentos. A primeira e segunda camadas são constituídas pela deposição de argilitos e arenitos, o que confere uma baixa energia do meio. No contacto entra as duas verifica-se uma continuidade na sedimentação.Na terceira camada observa-se um aumento da energia, pois a deposição de argilitos diminui, aparecendo apenas em finos níveis, aumentando a quantidade de arenitos. Para este aumento de energia contribui também a existência de estratificação cruzada. Pelo contrário a profundidade do ambiente diminui devido ao aumento de dimensão dos sedimentos. Também com uma continuidade na sedimentação chegamos à quarta camada constituída apenas por arenitos de grão médio verificando-se uma diminuição ainda maior da profundidade. A presença nesta camada de conchas robustas de pectinídeos, tubulações e valvas revelam uma energia do meio bastante forte. Na passagem para a última camada temos uma paragem na sedimentação, com um contacto brusco entre as duas camadas. A deposição de arenito de grão médio e a presença de estratificação confirmam o aumento progressivo da energia do meio. Obtemos assim como conclusões gerais: um aumento de energia para o topo da sucessão,

enquanto que a profundidade, pelo contrário, vai diminuindo porque a deposição em sedimentos mais grossos vai aumentando. Podemos também conferir um ambiente marinho à sucessão devido à presença de bioturbações em quase todas as camadas e de pectinídeos, podendo dizer-se que se trata de uma regressão.

Exercício 3

file:///G|/Escolinha/Site%20de%20Apoio/Relatório%20Final%20Estratigrafia.htm (3 of 18) [08-01-2004 19:55:35]

Bibliografia

Legenda do exercício 3

História geológica 3 Nesta sucessão litológica, a deposição da primeira e segunda camadas terá ocorrido num ambiente marinho, pois verifica-se a presença de fragmentos de conchas na segunda camada e uma regressão ligeira, passando a ser menor a profundidade e um pouco maior a energia ligada ao processo de sedimentação. Dá-se também um aumento significativo da fracção arenosa.No contacto da camada dois com a três não nos é dada informação, passando o ambiente a continental. Na área erodida está implícita uma regressão, visto que de outra forma esta não ficaria emersa. As camadas três e quatro ocorreram em ambiente marinho, comprovado pela presença de fósseis: ostreídos e lamelibrânquios e pela deposição de calcários. Observa-se um aumento da profundidade devido ao aumento da fracção silto-argilosa e uma diminuição da

energia do ambiente de sedimentação, ocorrendo assim uma transgressão. Entre as camadas quatro e cinco temos uma descontinuidade, na qual está implícita uma regressão, pois a área terá ficado emersa. Da camada cinco à sete verifica-se uma regressão bem demarcada pela existência de fósseis de ostreídos, turritelídeos e lamelibrânquios. As camadas cinco e seis depositaram-se em ambiente marinho. Ao longo destas duas camadas a profundidade diminui, devido à diminuição da fracção silto-argilosa e ao aumento da fracção arenosa, tornando o ambiente mais energético. A camada sete, no entanto apresenta raízes in situ e restos de vegetais, evidenciando sinais de ambiente terrestre (ou pantanoso). Mesmo assim, sabe-se que a área acabou por ficar totalmente emersa, observando-se uma intensa actividade erosiva formando um canal que chega a atingir um metro na camada quatro. Entre a camada oito e a camada quatro dá-se uma transgressão, depositando-se a camada oito em ambiente continental, com a presença de fósseis de restos de vegetais e uma elevada fracção arenosa. Para as camadas nove e dez tem-se um ambiente marinho, evidenciado pela presença de fósseis de ostreídos e lamelibrânquios, relativamente calmo, de forma a que se possa verificar a deposição de lignito e matéria orgânica que conferem a cor negra a estas camadas. O ambiente torna-se mais energético a partir do topo da camada dez (aumento da fracção arenosa), realizando-se a deposição a pequenas profundidades (existindo a formação de concreções carbonatadas).Torna-se um pouco difícil obter conclusões gerais, devido ao facto de existirem linhas evolutivas bastante diferentes e notoriamente separadas.

Exercício 4

Coluna Litológica 4

História geológica 4

Durante o Ordovícico ocorreu a deposição em conformidade da série sedimentar: conglomerados, arenitos argilosos, arenitos e argilitos (por esta sequência). Pela evolução litológica, de conglomerados para argilitos, pode inferir-se que a energia ligada ao ambiente de sedimentaçãoterá diminuído (ainda que não se possa tirar grandes conclusões em relação a esta matéria, uma vez que nos encontramos na ausência de informação em relação ao aspecto fóssil). A série foi posteriormente dobrada em sinclinal (os argilitos mais recentes da série encontram-se no topo).Não se pode afirmar ao certo se a instalação dos diques de doleritos (contacto intrusivo com as rochas existentes) é anterior ou posterior à da falha vertical um (F1), visto que estes não se intersectam na área do mapa. Na movimentação desta falha, o bloco Este desceu em relação ao bloco Oeste. A superfície é aplanada por efeito da erosão de que resulta uma planície, depositando-se os calcários na horizontal, em discordância angular com a série sedimentar inferior. Durante o período de erosão terá ocorrido uma transgressão ficando a zona submersa, o que possibilitou a deposição dos calcários, no Carbonífero. Apesar de não se poderem relacionar cronologicamente a instalação da falha vertical dois (F2) e uma nova actividade da falha vertical um com a instalação de uma intrusão granítica, acompanhada por uma auréola de corneanas (resultantes do metamorfismo de contacto) a sua relação poderá ter sido contemporânea. Esta nova movimentação da falha um não é muito pronunciada (não é visível qualquer movimentação a nível dos calcários). A movimentação da falha 2 pode ser resultado de uma componente horizontal e de uma componente vertical (subida do bloco Este em

Bibliografia

relação ao bloco Oeste). A área foi sujeita a erosão até adquirir a topografia actual.

Exercício 5

Coluna Litológica

Historia Geológica 5 A série sedimentar constituída por argilitos com moluscos, arenitos e argilitos depositou-se em conformidade, ocorrendo em ambiente marinho, comprovando-se pela presença de fósseis de moluscos. A deposição de argilitos confere um ambiente calmo e de alguma profundidade. Contudo, a deposição de arenitos confere um ambiente menos profundo e mais energético. Esta série foi dobrada em sinclinal, o que conferiu uma inclinação de 45° para ambos os lados.Posteriormente ocorre a instalação de duas falhas verticais, ao longo das quais se terão projectado os filões de felsito. As duas falhas provocaram um deslocamento semelhante, com a descida relativa do bloco Sudoeste em relação ao bloco Noroeste. No entanto, anteriormente à projecção dos filões de felsito, terá ocorrido a instalação de uma intrusão granítica, acompanhada por uma auréola de metamorfismo. A área terá ficado emersa, ocorrendo regressão, sofrendo os efeitos da actividade erosiva, que lhe conferiu um aspecto mais plano. Terá ocorrido uma transgressão, passando o ambiente a ser de novo marinho, pois a deposição de calcários ocorre sobre a série sedimentar inferior que se encontra dobrada em sinforma, logo existe uma descontinuidade do tipo discordância angular entre a série sedimentar inferior, com o calcário que se terá depositado quase na horizontal.Não é possível estabelecer relações cronológicas entre os dois factos que terão ocorrido posteriormente, como a instalação de uma escoada de basalto e de uma soleira de dolerito, uma vez que estas não se intersectam. A área terá ficado finalmente emersa, ocorrendo uma regressão, ficando sujeita a processos erosivos até adquirir o relevo actual.

Exercício 6


Legenda da curva litológica:

1. Conglomerados2. Arenitos3. Siltitos4. Argilitos5. Margas6. Calcários

Perfil

Exercício 7


Legenda da curva litológica:

1. Conglomerados2. Arenitos3. Pelitos4. Carvão5. Margas6. Calcários


A primeira série sedimentar representada na figura corresponde às camadas 2, l, 3, 4 e 13 dispostas em conformidade. Nestas, a granulometria aumenta no geral e como tal, terá ocorrido regressão, confirmada pela passagem de ambiente marinho para ambiente parálico, como comprovam os fósseis. Terá ocorrido actividade tectónica que provocou o dobramento em sinforma e antiforma ao qual se seguiu um período de erosão.Posteriormente, e já num ambiente continental (regressão), foram depositados conglomerados que passando a arenitos, indicam uma variação de energia, que neste caso diminuiu.Ocorre novamente actividade tectónica que é seguida por um período de erosão, facto que provoca uma descontinuidade no contacto com a série sedimentar seguinte.A série sedimentar composta pelas camadas 5 e 12 foi depositada em ambiente marinho (recifal na camada 12) como confirmam os fósseis presentes. Nesta área houve uma aproximação à costa, pois a camada 12 foi depositada perto do litoral. A profundidade diminuiu. Em seguida

ocorreu emersão e erosão (regressão) depositando-se as camadas 6 e 7 em ambiente litoral e marinho respectivamente. Por conseguinte verifica-se uma diminuição da energia do meio como resultado do aumento da profundidade.Por fim, terá ocorrido novamente emersão e erosão depositando-se já em ambiente continental (regressão) as camadas 8, 9 e 10 após uma descontinuidade com a série sedimentar anterior. Não é possível, mesmo recorrendo aos vários princípios fundamentais da estratigrafia retirar conclusões acerca da idade relativa das mesmas.

Exercício 8

Correlação litoestratigráfica


Exercício 9 Correlação cronostratigráfica

Sobreposição de 8 e 9

Exercício 10

Correlação cronostratigráfica das colunas A, B e C

Bibliografia

Legenda exercício 10

Legenda da Curva Litológica

1. Conglomerados2. Arenitos3. Siltitos/Pelitos/Xistos4. Argilas5. Margas6. Calcários7. Dolomitos

Reconstituição geológica da zona da zona


Durante o Devónico apenas existe o registo de xistos e grauvaques com cefalópodes. Sendo estas rochas metamórficas, a existência destes fósseis tipicamente marinhos indica que estas têm origem em rochas sedimentares que se depositaram em ambiente marinho. Terá ocorrido umaregressão, uma vez que este material se encontra erodido. A segunda unidade está separada de l por uma descontinuidade do tipo discordância angular. Esta camada apresenta conteúdo fossilífero marinho incluído numa rocha metamórfica (xisto), pelo que se teria depositado em ambiente marinho. A unidade 2 data do Pérmico. Terá existido um processo de erosão seguido ao qual, se depositaram as camadas 3, 4, e 5 segundo uma sequência sedimentar positiva, o que corresponde uma evolução das litologias para termos mais finos. A deposição da unidade 3 terá ocorrido em ambiente continental, uma vez que possui restos de vegetais, tendo existido uma diminuição do nível energético conjugado ao ambiente de sedimentação (passagem de conglomerados a arenitos). De seguida, ocorreu uma transgressão confirmada pelo conteúdo fossilífero marinho (ceratites). O depósito de 3, 4, 5 e 1a ocorreu durante o Triásico.Durante o Jurássico ter-se-ão depositado as unidades 2a e 3a (coluna B) . A deposição de 2a terá ocorrido em ambiente marinho (calcário e amonóides como indicadores desse ambiente). A área terá sido erodida (regressão) depois de uma emersão.A unidade 3a deposita-se sobre 2a depois de uma descontinuidade do tipo disconformidade ocorrendo compactação da bacia. 3a apresenta uma evolução transgressiva, depositando-se segundo uma sequência sedimentar positiva e evoluindo de conglomerados a arenitos e estes a margas (ambientes cada vez menos energéticos e indicadores de maiores profundidades). O ambiente é marinho (presença de amonóides). Terá ocorrido emersão e erosão. lb data do Paleogénico tendo a sua deposição ocorrido em ambiente continental (conteúdo fóssil), segundo uma sequência sedimentar positiva, evoluindo a litologia para termos mais finos. Durante o Neogénico depositaram-se 2b, 3b e 4b (coluna C), ocorrendo a deposição destas segundo uma sequência sedimentar positiva.A unidade 2b encontra-se depositada sobre lb (tendo esta sofrido erosão) separadas por uma descontinuidade. Existiu uma transgressão em 2b. 3b continua a depositar-se em ambiente marinho pouco energético (siltitos), confirmado também pelos fósseis marinhos (lamelibrânquios). Existe uma variação lateral de fácies ao nível de 3 B, passando-se a depositar 4b em ambiente continental (regressão) confirmado pela presença de mamíferos terrestres.No Quaternário, deposita-se 6, 4a e 5b, segundo uma sequência sedimentar positiva em ambiente continental (vegetais e animais tipicamente terrestres). Ocorre uma evolução de termos litológicos mais grosseiros para termos litológicos mais finos, o que indica uma diminuição daenergia ligada ao ambiente de sedimentação. Terá ocorrido erosão e consequente descontinuidade sobre a qual se depositou a camada 5a, em ambiente continental (Angiospérmicas como fósseis) e segundo uma sequência sedimentar positiva (evolução da litologia para termos mais finos). A área correspondente às colunas A, B e C uma vez que actualmente se encontra em ambiente continental, está em constante actividade erosiva.

Documents

1999 GEOLOGIC TIME SCALE - Moodle · geological society of america 1999 geologic time scale cenozoic mesozoic paleozoic age (ma) epoch age picks (ma) magnetic polarity period h i