Notícias em 14/12/2022

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Pedra Furada de Banzaê

Esta geoforma está localizada 4 km a nordeste da sede municipal de Banzaê, na BA.

Ela foi esculpida em rochas da Formação Marizal, que é representada por platôs, mesas, mesetas, pilares, pináculos e arcos, geoformas bastante expressivas na região entre Banzaê e São João da Fortaleza, na BA

Na região de Banzaê, as coberturas residuais estão associadas às rochas sedimentares daquela unidade estratigráfica, que assumem posição topográfica mais elevada. São arenitos alaranjados, rosados e bege-amarelados, subarcoseanos médios a grossos e arenitos finos, com pouca participação da fração argila. São encontrados níveis conglomeráticos subordinados, intercalados com folhelhos castanhos-avermelhados e róseos, além de siltitos e conglomerados polimíticos clasto-sustentados com matriz areno-argilosa e seixos com alta esfericidade e arredondamento provenientes do embasamento e de rochas da bacia do Tucano.

Estratificações cruzadas acanaladas, plano-paralelas e cruzadas planar são frequentes na Formação Marizal. Normalmente, a estratificação dos arenitos é marcada pela variação granulométrica. Muitas vezes se observa granodecrescência ascendente nas camadas, com níveis conglomeráticos na base das estruturas acanaladas e arenito médio no topo. Marcas onduladas ocorrem localmente.

As rochas da Formação Marizal foram depositadas há cerca de 100 milhões de anos, em ambiente de clima árido com ocorrência de dunas e sistema de drenagem amplamente ramificado formando lagos. Estas rochas representam a fase final do preenchimento da bacia sedimentar Recôncavo-Tucano-Jatobá, formada no processo de fragmentação do Pangea com a abertura do Atlântico Sul. Toda a parte central da Bacia de Tucano é coberta por rochas da Formação Marizal, cujo nome tem origem nos arenitos e conglomerados que ocorrem na Serra do Marizal. Suas rochas são consideradas uns dos melhores reservatórios para água subterrânea do estado da BA.

A Pedra Furada resulta de distintos processos de desgaste associado às fraturas da Formação Marizal. Assim também são modelados os paredões, bem como a variedade de sedimentos finos e grossos determinam diferentes resistências às ações do vento e da chuva permitindo a erosão diferencial.

Lendas, registros históricos e achados arqueológicos indicam que a região foi ocupada desde os tempos pré-históricos. Documentos do século XVI comprovam a ocupação indígena na área e outros documentos atestam a passagem de Lampião e seu bando por este território. Antônio Conselheiro, com seu movimento religioso que culminou na Guerra de Canudos, também passou pela região.

O município de Banzaé, localizado em faixa de transição entre o agreste e a caatinga, tem seu nome originado do Tupi e significa "Terra de Valentes". Sua história teve início no século XVIII, com os indígenas Kiriris e se tornou vila na segunda metade do século XIX. Por volta de 1910, o povoamento foi intensificado por viajantes vindos do estado do SE.

(Crédito da imagem: Núcleo de Turismo, Banzaê - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

Assuntos do dia
projeto, mineração, petróleo, mercado, gestão pública, fiscalização, cooperação, energia alternativa, meio ambiente, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 08/12/2022

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Parque Estadual da Pedra da Boca

Este parque está localizado na porção norte do município de Araruna, na PB, nos contrafortes da Serra da Confusão. É uma unidade de conservação da mesorregião do agreste paraibano e da  microrregião do Curimataú Oriental. 

As serras de Araruna e da Confusão, com altitudes máximas de cerca de 570 m, correspondem ao horst associado ao graben da depressão do Curimataú (ou vale do Rio Curimataú). Na região, os terrenos do Pré-Cambriano sofreram reativações epirogênicas entre o Paleozoico e o Terciário e, como resultado, formaram-se grabens como o do Curimataú.

O Parque Estadual da Pedra da Boca, que faz parte da Província da Borborema, está inserido na Suíte calcialcalina de médio a alto potássio, constituída por granitos e granodioritos e pelo Complexo Santa Cruz, com augen-gnaisses graníticos e leuco-ortognaisses quartzo manzoníticos a graníticos. São formações rochosas que apresentam faces arredondadas, superfícies desgastadas, sendo comum extensas caneluras do cume à base, devido a intemperismo de origens química, física e biológica.

A região é considerada uma das ramificações mais elevadas do Planalto da Borborema, com escarpas amplas e aplainadas, onde as serras representam maciços residuais. Devido ao pouco desenvolvimento da superfície pediplanizada, o espaçamento entre as serras é pequeno, não caracterizando inselbergs isolados, que são, no entanto, comuns no sertão da PB.

As rochas do parque sofreram processos de erosão por atividade hídrica e eólica e por variação de temperatura. São geradas cavidades com profundidades e larguras consideráveis. Estas cavidades são tafoni que, no parque, podem ser observados, por exemplo, na Pedra da Boca e na Pedra da Caveira.

O Parque Estadual da Pedra da Boca foi criado pelo decreto estadual de 2000, com área de 157,3 ha e com o objetivo de preservar o conjunto rochoso que abriga espécies da flora e fauna endêmicas e representativas do bioma caatinga.

A Serra da Confusão tem seu nome devido à distribuição de diversas serras que escondem grutas e cavernas praticamente inexploradas. Algumas possuem importantes sítios paleontológicos e arqueológicos com pinturas rupestres

A chamada Pedra da Boca é uma formação rochosa de aproximadamente 336 metros de altura, com um tafone semelhante a uma boca. A Pedra da Caveira, também encontrada no parque, assemelha-se a um crânio humano, da mesma forma devido a alguns tafoni.

Em zona fisiográfica de caatinga, no parque, além da flora característica desta zona, podem também ser observadas espécies de mata serrana, vegetação do tipo subcaducifólia que aparece nas áreas mais úmidas, próximas às vertentes. Cactáceas baixas e bromeliáceas, como a coroa de frade e a macambira, são encontradas frequentemente em áreas restritas rochosas. Quanto à flora, nas cavernas, abrigam-se animais, como gatos-do-mato, raposas, tejus, morcegos e tatus.

(Crédito da imagem: Carla Belke - fonte1 - fonte2)

Assuntos do dia
projeto, petróleo, produção, mercado, gestão pública, fiscalização, política, energia alternativa, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, conhecimento, eventos, vagas e outros.

Notícias em 07/12/2022

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Duna consolidada de Oitavos

Esta duna está localizada junto ao litoral, a oeste de Cascais, em Portugal.

É uma duna fóssil que se destaca sobre a morfologia suave da região, moldada em rochas carbonatadas do Cretáceo Inferior, dolomitizadas e parcialmente carsificadas. Estas rochas pertencem à Formação de Cabo Raso, do Hauteriviano, ou às formações de Cabo Raso e Guincho indiferenciadas, do Hauteriviano ao Barreminiano Inferior. 

As acumulações eólicas destas formações constituem uma elevação alongada na direção NNW-SSE, situada a cerca de 250 m da linha de costa, com cerca de 500 m de extensão e uma largura máxima de 140 m. Elas assentam em inconformidade sobre formações com litologias e estratigrafias diversas, que muitas vezes fazem parte de substrato paleozoico, mesozoico ou cenozoico. Também podem ser encontradas sobre depósitos de idade plio-quaternária indiferenciados.

Estas rochas se apresentam normalmente bem consolidadas por cimento carbonatado e, algumas vezes, com certo grau de carstificacao. São encontradas estratificações oblíquas e cruzadas bem desenvolvidas, características da deposição eólica. As laminações internas indicam que elas foram preferencialmente originadas por ventos predominantemente de N ou NW ou ainda de WNW.

A duna consolidada de Oitavos tem uma idade entre 33 mil e 30 mil anos. Neste período, na região, ocorreu evento climático de aquecimento que propiciou condições ambientais propicias à formação deste tipo de consolidação. Ela é constituía por arenito silicicoso com cimento carbonatado. Sua granulometria é variada e, algumas vezes, chega a ser grosseira contendo muitos fragmentos de conchas. Possui estratificação oblíqua regular, com inclinação de cerca de 30º SSE, visível no flanco de sotavento da duna, exposto por escavação realizada para exploração de areia.

Sob este arenito, encontra-se uma areia média, heterométrica e com muitas conchas, coberta por areia fina e mais argilosa, com muitas conchas.

Os sedimentos eólicos consolidados do Quaternário, que ocorrem ao longo do litoral oeste de Portugal, possuem frequentemente deformação frágil, possivelmente de origem tectônica. Fraturas são visíveis em descontinuidades mais ou menos irregulares.

Na região, a flora é caracterizada por vegetação arbustiva que propicia a ocorrência de avifauna específica, como a toutinegra-de-cabeça-preta, a felosa-do-ato e o pintarroxo-comum. O coelho-bravo é o mamífero mais abundante.

O nome da duna tem origem em um forte localizado nas proximidades, conhecido como "Forte de São Jorge de Oitavos". Ele recebeu esta denominação para distinguir de outro "Forte de São Jorge". Não se conhece a origem do complemento "Oitavos", mas se sabe que este forte foi construído no século XVII destinado à atividade defensiva e era guarnecido por três soldados e dois artilheiros que eram substituídos de oito em oito dias, mas talvez isto não queira dizer nada...

(Crédito da imagem: jbento70 - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

Assuntos do dia
mineração, petróleo, mercado, gestão pública, fiscalização, energia alternativa, meio ambiente, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 30/11/2022

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Ilha de Santa Helena

Esta ilha faz parte do Território Ultramarino Britânico, juntamente com as ilhas Ascensão e Tristão da Cunha, no Atlântico Sul. Sua capital é Jamestown. É a segunda posse mais antiga do Reino Unido, depois das Bermudas, tendo sido colonizada pelos ingleses a partir de 1659.

Este conjunto de ilhas tem origem vulcânica a partir de hotspots. Embora estejam localizadas ao longo da dorsal Meso-Atlântico, no Atlântico Sul, não fazem parte dela. A medida que o Atlântico foi se expandindo, com a fragmentação do Gondwana, o hotspot que formou Santa Helena também teria sido responsável pela Linha dos Camarões, que inclui montes submarinos e as ilhas de Pagalu, São Tomé, Príncipe e Bioko.

A Ilha de Santa Helena é um vulcão escudo extinto que já foi muito maior. Atualmente, o ponto mais elevado da ilha é o Pico de Diana, com cume a 820 m de altitude, mas as elevações máximas já estiveram entre 1.200 e 1.500 m. Um volume de cerca de 20 km³ foi removido por erosão, ao esculpir profundos vales. Apenas 5% deste vulcão é visível, estando os 95% restantes abaixo do nível do mar, cuja profundidade é de 4,4 km na região.

Há 14 milhões de anos, a Ilha Santa Helena emergiu e, até 11 milhões de anos atrás, fluxos de lava subaérea foram depositadas. Formava-se o centro eruptivo do nordeste. Brechas submarinas e matacões de até 1,4 m de diâmetro de basalto e traquito com matriz verde-acastanhada são desta época. Após, a atividade eruptiva foi deslocada para o sudeste, inicialmente ficando centralizada na área da Baía Sandy. Foram formadas quatro unidades distintas, cada uma composta por um fluxo de lava sobreposto por camada piroclástica, com camadas sedimentares entre as de lava. Por volta de 9 milhões de anos, houve breve pausa nas erupções e a atividade vulcânica do sudoeste se deslocou ligeiramente para o atual cume da ilha. Lavas irromperam e, em alguns locais, preencheram canais erosivos. Há cerca de 8 milhões, diques e stoks de traquito intrudiram construindo formas que têm resistido à erosão, como Lot, Lot's Wife and Daughters, the Ass's Ears e Frightus Rock. Finalmente, uma pequena e última quantidade de lava irrompeu por volta de 7 milhões de anos atrás.

Em 1502, a Ilha de Santa Helena foi descoberta pelo navegador galego João da Nova (c.1460-1509), quando passava por ali a caminho da Índia. No início da ocupação humana, a ilha foi usada como local de exílio para criminosos ou prisioneiros de guerra e recebeu seu mais famoso residente, o general e monarca francês Napoleão Bonaparte (1769-1821). Ele ficou por lá de 1815, depois da derrota em Waterloo, até sua morte em 1821.

Charles Darwin a visitou em 1836 e, em 1844, escreveu "Observações geológicas sobre as ilhas vulcânicas", onde descreveu corretamente uma sequência basal de derrames de lava submarina, subjacente a uma série de derrames de lava basáltica, com traquitos intrusivos.

A densa floresta subtropical, que provavelmente existiu no interior da Ilha de Santa Helena, foi destruída pela introdução de cabras e de vegetação importada. Como resultado, a árvore Corda (Acalppha rubrinervis) e a Oliveira de Santa Helena (Nesiota elliptica) estão extintas e muitas outras plantas endêmicas estão ameaçadas.

A imagem acima mostra a baía Sandy, no sul da Ilha de Santa Helena, junto à região chamada Portão do Caos, com as cores do material resultante da erosão das rochas. As lavas do escudo inferior do centro eruptivo do sudeste afloram nesta região. Embora os ventos alísios alcancem a ilha, a topografia ajuda a manter esta baia com um clima calmo e ameno. É uma área árida, mas com locais bem cultivados, com plantações de café e banana.

(Crédito da imagem: StHelenaIsland.info - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

Assuntos do dia
mineração, danos, petróleo, mercado, fiscalização, política, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, ciência espacial e eventos.

Notícias em 29/11/2022

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Costa Brava

Costa Brava é uma área costeira mediterrânea da Espanha, na Catalunha, com mais de 200 km de litoral, que inicia no município de Blanes, ao sul, e se estende para o norte até o município de Portbou, junto à fronteira da França. É caracterizada por promontórios rochosos, praias extensas e pequenas enseadas cercadas por vegetação e falésias. Devido à sua complicada geologia agreste e rochosa, a natureza foi preservada com pouca presença urbana.

Há mais de 280 milhões de anos, uma erupção vulcânica deslocou magma para a costa, levando-o mar a dentro e o rompimento da linha da costa ficou registrado no tômbolo de Sa Palomera. Assim, os promontórios da Costa Brava fazem parte de um plutão granítico costeiro constituído por um leucogranito do Carbonífero. Esta rocha apresenta lamprófiros em veios escuros gerados a partir da massa magmática. Eles correspondem a dois episódios distintos, de 253 milhões (em diques) e 85 milhões de anos (em soleiras), com composição química diferente. Os diques, com contatos limpos, não possuem halos de metamorfismo. Nas soleiras, observa-se seleção gravitacional dos cristais formados pelo resfriamento do material. Os minerais que cristalizaram antes, em temperatura mais elevada, são movidos pela gravidade, o que não acontece com os demais.

Este fenômeno, conhecido por diferenciação magmática, onde os minerais que cristalizam em temperaturas mais elevadas têm formação antecipada, é observado também em blocos de granito arrancados pela força da corrente do magma. Eles foram deslocados de sua posição original ao se movimentar flutuando, já que o magma escuro da soleira era mais denso que estes bloco que já estavam formados.

Algum tempo depois destes eventos, mas mesmo assim há séculos, ibéricos, gregos e romanos descobriram a riqueza desta região, conforme demonstram as ruínas do sítio arqueológico de Ampúrias. As antigas cidades de Emporion (para os gregos) e Emporiae (para os romanos) foram a porta de entrada para as culturas clássicas na Península Ibérica. O estilo românico está presente na arquitetura, como no mosteiro de Sant Pere de Rodes.

Na região da Costa Brava, a Idade Média deixou sua marca em castelos, fortalezas e as aldeias, definindo a geografia da região. Como marca da arte mais recente, o Triângulo Dalí, composto pelo Teatro-Museu de Figueres, a Casa-Museu de Portlligat e o Castelo de Púbol, registra a pegada surrealista de Salvador Dalí.

Na região, há também quatro parques naturais: Cap de Creus, a primeira área terrestre e marítima protegida da Catalunha, Montseny, declarado Reserva da Biosfera pela Unesco, e ainda Aiguamolls de l'Empordà e Montgrí. Um terço da Costa Brava e dos Pirinéus de Girona é considerado zona natural protegida.

(Crédito da imagem: Gordito 1869 - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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mineração, mercado, fiscalização, política, energia alternativa, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, eventos e outros.

Notícias em 28/11/2022

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Ilha das Pedras Brancas

Esta ilha, também conhecida como Ilha do Presídio ou Ilha da Pólvora, está localizada no Rio (ou Lago) Guaíba, 2,4 km a leste de Porto Alegre e 2,2 km a oeste da cidade de Guaíba, no RS. Com 140 m de comprimento e entre 30 e 80 m de largura, é considerada patrimônio ambiental e histórico que a Associação Amigos do Meio Ambiente, o Movimento Pró-Cultura de Guaíba e a Prefeitura Municipal de Guaíba buscam preservar. Em 2014, foi tombada pelo Instituto do Patrimônio Histórico e Artístico do Estado (IPHAE).

Com forma levemente elíptica, a Ilha das Pedras Brancas tem seu eixo maior orientado a N40ºE, concordante com o sistema regional de falhamentos do Escudo Sul-Riograndense. Ao contrário das demais ilhas do delta do Rio Jacuí, que são formadas por sedimentos flúvio-lacustres recentes, esta é constituída por um conjunto de lajeados e matacões de rocha granítica. Esta rocha têm idade entre 500 milhões e 560 milhões de anos, sendo bem mais antigas que a formação do corpo d'água do Guaíba, que é do Quaternário. 

A rocha da ilha é um sienogranito equigranular médio, de coloração rósea, com textura fanerítica, composto por feldspato alcalino, quartzo e biotita, pertencente à Suíte Granítica Dom Feliciano, do Proterozóico Superior. Esta rocha foi moldada pela ação do intemperismo e pelas transgressões e regressões do nível do mar que afetou a porção leste do RS. 

O nome "Pedras Brancas" é o mesmo nome do antigo 9º distrito de Porto Alegre. Este distrito se emancipou em 1926 dando origem ao município de Guaíba. Não se sabe se o distrito herdou o nome da ilha ou vice-versa, mas, de qualquer forma, a motivação deste nome foram as pedras de cor clara encontradas na região.

Em 1835, a Ilha das Pedras Brancas foi estratégica para os revolucionários acampados nas proximidades. Posteriormente, foi posto de observação dos imperialistas. Em 1857, foram construídas duas casas para armazenar munição, embora estes depósitos não tivessem condições ideais de armazenamento por causa da umidade da ilha. De qualquer forma, ela passou a ser conhecida também pelo nome de Ilha da Pólvora. Em 1956, foi construído um presídio, dando origem ao nome Ilha do Presídio. Ele funcionou até 1973, sendo reativado de 1980 a 1983. Abrigou presos políticos (alguns famosos) nas décadas de 1960 e 1970, durante o regime militar. 

Nesta ilha são encontradas espécies com proibição de corte, como figueiras e corticeiras-do-banhado, e outras que produzem frutos comestíveis, como a arumbéva e a tuna, além de muitas espécies de briófitas, pteridófitas e líquens que cobrem as rochas. A avifauna é variada sendo possível avistar garças-brancas, bem-te-vis, biguás e urubus-cabeça-preta, entre outras.

(Crédito da imagem: Ricardo Orlandini - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

Assuntos do dia
mineração, petróleo, produção, fiscalização, cooperação, política, água, energia alternativa, meio ambiente, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial, asteroides, eventos e outros.

Notícias em 23/11/2022

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Mosteiro Sant Miquel del Fai

No ano de 997, os Condes de Barcelona concederam as terras da igreja de Sant Miquel e arredores ao fidalgo Gombau de Besora para que ele fundasse o mosteiro que se vê na imagem acima. Foi construído na Área Natural de Sant Miquel del Fai, no lado oeste das falésias de Bertí, acima do vale do Tenes, no município de Sant Quirze Safaja, na Catalunha, Espanha.

Nesta região, a água do Rio Tenes e, principalmente, de seu mais importante afluente, o Rio Rossinyol, com a ajuda das chuvas e das neves derretidas, esculpiram a rocha, construindo cavernas, pequenas piscinas naturais e cachoeiras. Estas águas, que nascem no planalto de Moianès, ao atingir a região do mosteiro, formam várias quedas, num desnível total de cerca de 300 metros. A seguir, abrem caminho entre as falésias do Vale do Fai em busca da planície de Vallesana.

Na imagem acima é possível ver, à esquerda do mosteiro, uma das piscinas (originalmente natural) no caminho das águas do Rio Rossinyol que seguem para a próxima queda.

As falésias de Bertí não dependeram de um fidalgo, foram construídas pela orogenia Alpina, durante o Paleoceno-Eoceno inferior. Elas marcam a fronteira entre a Serra do Pré-Litoral Catalão e a Bacia do Ebro, nas proximidades da Cordilheira Costeira Catalã. Estas falésias são constituídas por rochas sedimentares do Paleógeno e, na região, também são encontrados travertinos do Quaternário ainda em processo de formação.

Na parte superior das falésicas, ocorrem rochas cinzentas detríticas e carbonáticas de origem marinha. São arenitos com cimento calcário com ou sem níveis de microconglomerados, além de arenitos bioclásticos com cimento calcário e margas. A parte inferior é composta por rochas detríticas vermelhas de origem continental. São conglomerados, arenitos e folhelhos.

Conjuntos de diaclases verticais afetam todas estas rochas, produzindo importante controle estrutural do relevo e condicionando a circulação preferencial das águas superficiais e subterrâneas. Na região são encontradas feições associadas à tectônica de cavalgamento.

As falésias de Bertí constituem o limite biogeográfico entre as planície mediterrânea e a região montanhosa. Para completar a paisagem, na base delas, predominam matagais de estepes e urzes. Acima, nos planaltos que compõem a região de Moianès, há bosques de carvalhos, pinheiros escoceses e um bosque de faias de Sauva Negra.

(Crédito da imagem: SBA73 - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 11/11/2022

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Penedo do Lexim

Este penedo (grande rocha) é encontrado no concelho de Mafra, na margem esquerda da Ribeira de Cheleiros, no distrito de Lisboa, em Portugal.

O Penedo do Lexim é o que resta de uma chaminé vulcânica, com cerca de 30 m de diâmetro e com origem a cerca de 2.000 m de profundidade. Esta e outras chaminés deste tipo na região estão associadas às lavas basálticas do Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL) que teriam sido expelidas por estes condutos. Estes basaltos resultaram de um vulcanismo subaéreo do tipo misto, ou seja, foram expelidas lavas básicas alternadamente com piroclastos. Devido à alcalinidade destas lavas, é grande a probabilidade de terem resultado de um vulcanismo do tipo hotspot.

O CVL se assenta sobre calcários margosos do Cenomaniano Inferior e Médio ou sobre calcários recifais do Cenomaniano Superior e é sobreposto por camadas conglomeráticas do Complexo Benfica do Paleógeno (Eoceno a Oligoceno). Este posicionamento e determinações geocronológicas indicam que o CVL é um episódio magmático do final do Cretáceo e do início do Paleógeno.

O avançado estado de alteração das rochas do CVL limita seriamente a reconstituição da geometria dos aparelhos vulcânicos e dos volumes dos materiais expelidos. Além disto, houve profunda transformação por ação de falhamentos e também por compartilhamentos e basculamentos de blocos de rochas.

O Penedo do Lexim possui zonas de rocha maciça juntamente com zonas de disjunção prismática. Os prismas, predominantemente pentagonais, têm diâmetros entre 40 e 50 cm. Suas colunas, na maioria fortemente inclinadas para N, têm um comprimento aproximado de 5 m. É constituído por rocha de composição traquítica, com textura porfírítica, onde se observam fenocristais de olivina e de piroxênio envolvidos por matriz afanítica.

A região ao redor do Penedo de Lexim é um dos mais relevantes sítios arqueológicos do concelho de Mafra. Durante milênios foi escolhida como espaço habitaional. Desde 1982, é classificada como Imóvel de Interesse Público em Portugal e contém registros de fases de ocupação de diversos períodos desde o Neolítico (desde 4000 aC) até a época romana. Há cerca de 5.000 anos, um grupo de pastores e agricultores se instalou ali e deixou significativos vestígios desta ocupação, como olarias, pedras lascadas e polidas, ossos trabalhados, metais e restos de alimentações, além de cabanas e estruturas defensivas. O sítio do Penedo de Lexim tem grande relevância para o Calcolítico (entre o Neolítico e a Idade do Bronze) da Península Ibérica.

(Crédito a imagem: Lusitana - fonte1 - fonte2 - fonte3)

Assuntos do dia
mineração, petróleo, mercado, gestão pública, fiscalização, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 04/11/2022

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Morro do Yeye

Também conhecido como Morro do Cabrito, esta geoforma está localizada na fronteira dos municípios de Paverama, Tabaí, Montenegro e Triunfo, no RS.

Na região do Morro do Yeye, há ocorrências de pacotes sedimentares pertencentes à Bacia do Paraná, incluindo as formações Rosário do Sul, Botucatu e Serra Geral. A Formação Rosário do Sul possui arenitos médios e finos a muito finos, de ambiente fluvial, com estratificação cruzada. A Formação Botucatu é composta por arenitos bimodais médios a finos, localmente grosseiros, com grãos de quartzo fosco, arredondados a sub-arredondados e bem selecionados, com estruturas de ambiente eólico. São geralmente róseos com frequente presença de cimento silicoso ou ferrugino. A Formação Serra Geral é constituída predominantemente por rochas de origem vulcânica, principalmente em derrames basálticos.

O Morro do Yeye está localizado na Microrregião Colonial da Encosta da Serra Geral. Tem cerca de 270 m de altitude no topo e cerca de 230 de altura. Possui escarpas íngremes e topo relativamente plano, sendo um morro testemunho típico da Depressão Central do RS. É o resultado de antiga área ocupada pelo planalto atacada pela erosão. É constituído pelo arenito Botucatu com basalto da Formação Serra Geral no topo. O arenito se apresenta fendilhado, com ressaltos e covas.

Devido à sua conformação, o Morro do Yeye abriga rica diversidade da flora e da fauna locais. É um local muito procurado para escaladas, especialmente a partir da década de 1980. Há registros de que o pastor luterano e montanhista alemão Wilhelm Edel teria sido o primeiro a chegar ao cume do Morro do Yeye na década de 1950, acompanhado de Adalberto Schmidt, um morador local.

Os primeiros habitantes da região foram indígenas de etnia tupiguarani, há cerca de dois mil anos atrás. A região foi usada como passagem de guarnições farroupilhas durante a Revolução Farroupilha (1835-1845). Elas utilizavam morros como o Morro do Yeye como pontos de observação.

O nome "Yeye" (e suas variações: "Ye-Ye", "Ieiê" e outras) tem origem no nome de antigo proprietário das terras que circundam o morro. Já, o nome "Morro do Cabrito" se deve a uma lenda que conta que teria existido um cabrito de ouro no topo do morro, pois seria um local propício para esconder este tipo de tesouros, ainda que raramente na forma de cabritos.

(Crédito da imagem: CJ Marchioro - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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projeto, petróleo, mercado, fiscalização, política, energia alternativa, meio ambiente, geologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 26/10/2022

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Parque Nacional de Ordesa e Monte Perdido

Este parque está localizado nos Pirenéus, na província de Huesca, em Aragão, na Espanha. A imagem acima mostra, neste parque, no Vale de Ordesa, o circo glacial de Soaso, uma espécie de bacia rochosa de formato semicircular e o Monte Perdido (ao fundo).

Em 1918, este vale foi declarado Parque Nacional por decreto do Rei da Espanha. Em 1982, houve uma reclassificação que incluiu o Monte Perdido e outros locais, sendo então criado o Parque Nacional de Ordesa e Monte Perdido. Em 1997, este parque foi incluído na Lista do Património Mundial da UNESCO, como "Pirineus - Sítio Monte Perdido".

Quanto à geologia, na região, destacam-se os relevos cársticos e os vales profundos, além de cânions de origem glacial. A extrema aridez dos altos planaltos calcários contrasta com os vales verdes arborizados e as cachoeiras. 

Os Pireneus constituem um cinturão orogênico alpino produzido pela colisão entre a Microplaca Ibérica e a Placa Europeia. Possui 435 km de comprimento, com tendência leste-oeste, separando a Península Ibérica do restante da Europa continental. Sua elevação aumenta gradualmente do Oceano Atlântico até sua porção central, onde é mais uniforme. Continua assim até brusca queda na topografia nas proximidades do Mar Mediterrâneo.

Devido à complexidade, a zona sul dos Pirenrus é subdividida em Serras Externas (ou Pré-Pirineus) e Serras Interiores. Nestas segundas, compostas principalmente por calcários, com importantes intercalações de arenitos e calcários margosos, do Cretáceo ao Eoceno, é encontrado o Monte Perdido, com 3.355 m de altitude. Neste maciço, empilharam-se dobras cavalgantes ao sul sobrepostas em sucessivos estratos deslizantes. 

Durante o último ciclo glacial, as geleiras do flanco sul dos Pirineus se estendiam por 20 a 30 km e desciam a altitudes mínimas de 800 m. No entanto, mesmo sendo menos intensas que as geleiras de outros flancos dos Pirineus, elas esculpiram vales profundos e cânions, especialmente no Monte Perdido, onde há rochas sedimentares mais facilmente erodidas.

O Monte Perdido, o mais elevado maciço calcário da Europa, é intensamente carstificado e, portanto, esculpido em profundos cânions. Geralmente, não é possível determinar, dentre as ações fluvial, glacial ou meramente cárstica, qual teria maior influência na formação destes cânions. Tanto na face norte como na face sul do Monte Perdido, observa-se uma sucessão ininterrupta de circos glaciais, como o Soaso (da imagem acima). A partir destes circos, as massas de gelo desceram em grandes cascatas com "seracs" (enormes blocos de gelo) para se concentrar nos vales, onde deixaram formas claras de calhas e modelaram algumas bacias de sobre-escavação, provavelmente de origem glaciocárstica.

No Monte Perdido, na altitude de 2.804 m está localizada a chamada "Passagem de Roland" ("Brèche de Roland" em francês e "breca Roldán" em aragonês), com 40 m de largura entre falésias com alturas de cerca de 100 m. Conta a lenda que esta passagem, que permite atravessar os Pirineus, entre a França e a Espanha, foi aberta, durante a batalha de "Roncevaux" ("Roncesvalles" em espanhol), no ano de 778. As forças bascas emboscaram o exército do rei dos francos e dos lombardos e futuro imperador romano Carlos Magno (742-814), que havia invadido a Península Ibérica. Um dos comandantes da tropa francesa, chamado Roland, sobrinho de Carlos Magno, foi transformado em "modelo de estado de espírito" para os futuros cavaleiros. Dentre as diferentes histórias contadas, uma delas diz que Roland bateu sua espada mítica contra as rochas para destruí-la de modo que ela não caísse em mãos bascas. Bateu repetidas vezes e com tanta força que acabou abrindo a famosa "Passagem de Roland". Os geólogos, no entanto, acreditam que ela é uma feição natural associada às falésias íngremes do circo glacial de Gavarnie.

(Crédito da imagem: Patrick Rouzet - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

Assuntos do dia
projeto, mineração, barragem, produção, mercado, fiscalização, política, energia alternativa, meio ambiente, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 13/10/2022

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Escarpamento Furnas

Este escarpamento estrutural representa um ressalto topográfico que se estende por cerca de 260 km do sul de SP até o leste do PR.

Possui uma linha de escarpa irregular com padrão festonado devido a recortes de cânions. Engloba quatro feições geomorfológicas locais principais: 

(i) Face, em padrão abrupto verticalizado, com desníveis de até 120 m;

(ii) Sopé, em vertentes com inclinação entre 25 e 40 graus, formadas por rampas pedimentares e depósitos de talos;

(iii) Reverso, em superfície suavemente inclinada para o interior; e

(iv) Frente, com relevos residuais constituídos por arenitos silicificados.

É um sítio geomorfológico com um conjunto de paleoformas de relevo bem preservado que revelam informações paleoambientais e estratigráficas. Com uma zona de influência alcançando largura média de 5 km, atinge altitudes de até 1.200 m. Ocorre na borda leste da Bacia do Paraná, expondo toda a sequência sedimentar devoniana da Formação Furnas, assim como a discordância erosiva dela com as unidades subjacentes do Proterozoico e do Eopaleozoico.

Suas rochas foram pouco deformadas pela tectônica rúptil mesozoica-cenozoica. Foi desenvolvido a partir de processos geodinâmicos endógenos iniciados com a ruptura do Gondwana no Jurássico. Seguiram-se processos de soerguimento e ações erosionais diferenciais prolongadas, com dissecação e retrogradação do escarpamento em ambiente com condições climáticas áridas a semi-áridas e quentes, do Cretáceo superior ao Quaternário inferior, sendo mais intensas no Terciário.

Apresenta feições geomorfológicas como relevo ruiniforme, pedimentos, morros testemunhos, pináculos, cânions, cachoeiras e corredeiras, além de grutas em arenitos com vestígios arqueológicos. Estes compreendem principalmente locais de abrigo, condicionados às cavernas e grutas areníticas, com artefatos líticos e cerâmicos, pinturas rupestres e restos de ossos humanos.

Pertencente ao Grupo Paraná, a Formação Furnas, do Devoniano inferior, é constituída basicamente de quartzo-arenitos esbranquiçados finos a grossos, com lutitos e ruditos bastante subordinados. Estes são encontrados principalmente na porção basal, com exceção dos que apresentam raras camadas finas, que ocorrem na porção média superior. São observadas laminações plano-paralelas sub-horizontais, estratificações cruzadas e marcas onduladas de corrente e de onda. O ambiente de deposição pode ter sido marinho costeiro na base e, no topo, a sedimentação teria sido submetida à influência de regimes fluviais anastomosados.

As melhores exposições destas rochas são encontradas nos cortes de estradas, ao longo de trilhas e nos cânions, como o Cânion Pirituba (imagem acima) por onde corre o rio de mesmo nome.

(Crédito da imagem: jaspionsky - fonte1 - fonte2 - fonte3)

Assuntos do dia
mercado, fiscalização, energia alternativa, meio ambiente, paleontologia, terremotos, vulcanismo, ciência espacial e outros.

Notícias em 05/10/2022

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Dobras de Apoplystra

Esta dobras são encontradas em Apoplystra, nas proximidades da Praia de Agios Pavlos, município de Agios Vasilios, unidade regional de Rethymno, no sul da Ilha de Creta, na Grécia, e são consideradas Monumento Natural deste país.

Há mais de 500 milhões de anos, a área de Creta estava submersa no Mar de Tétis. Os sedimentos trazidos pelo vento e carregados pelos rios das costas do supercontinente Pangeia foram reunidos e misturados com as conchas dos organismos marinhos. Então, cerca de 200 milhões de anos atrás, Pangeia começou a se separar e em algum momento, entre 70 milhões e 55 milhões de anos, as placas tectônicas Africana e a Eurasiana colidiram. A primeira entrou em subducção sob a segunda, empurrando-a para o sul. O fundo do Mar de Tétis foi forçado a se soerguer e foram formadas cordilheiras, como os Pirineus e os Alpes. Neste processo, a região atual da Ilha de Creta submergiu até que, 5 milhões de anos atrás, o Mar Mediterrâneo foi formado e Creta, Cíclades e as demais ilhas do mar Egeu foram soerguidas. Enquanto isto, um arco de vulcões ativos esquentou o ambiente. As rochas de Creta, cujos sedimentos foram depositados no Mar de Tétis, foram dobradas e amassadas ao longo de milhões de anos em estado de elevada plasticidade devido ao calor e à pressão.

É o caso da rocha de Apoplystra. Esta rocha, conhecida localmente como Diplono Petris ("Pedra Dobrada"), é constituída por camadas alternadas de calcário de cor cinza claro e sílex escuro.

(Crédito da imagem: Olaf Tausch - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

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mineração, petróleo, produção, mercado, fiscalização, energia alternativa, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial, asteroides, eventos, vagas e outros.

Notícias em 30/09/2022

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Geoparque Yehliu

Este geoparque, com uma área de 23,8 ha, está localizado em um promontório na costa nordeste de Taiwan, no distrito de Wanli.

O promontório avança por 1,7 km em direção ao oceano e é resultante de soerguimento e posterior erosão da Montanha Datun.

A área é repleta de concreções, chaminés de fada (como a "cabeça da rainha"), tafoni e outras feições (como o "Sapato da Fada"), resultantes de diferentes processos geomorfológicos que atuaram sobre os estratos sedimentares da Formação Daliao do Mioceno. Em zona subtropical, com clima temperado e úmido, o vento, a água e as variações de temperatura agiram atacando as porções menos resistentes. A cada ano, o local está sob a influência das monções do Nordeste e da erosão das ondas por mais de seis meses.

As feições como as da imagem acima são formadas por erosão diferencial em duas etapas. Primeiramente, uma concreção mais resistente no topo protege a área e o material circundante é desbastado. Com o avançar do processo, à medida que a água do mar flui ao redor da concreção, no topo, forma um círculo em baixo relevo circundando-a, parecendo uma bacia onde a concreção é mantida.

Durante a maior parte do século XX, Yehliu era uma fortaleza militar fechada ao público. Somente em 1962, sua paisagem natural foi apresentada ao mundo através de fotos do fotógrafo taiwanês Huang Tse-Hsiu (1930-2014). Em 2012, foi fundado o Yehliu Nature Center para administrar o local.

(Crédito da imagem: pxhere - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

Assuntos do dia
projeto, mineração, barragem, petróleo, mercado, fiscalização, energia alternativa, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 21/09/2022

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Serra do Corvo Branco

A Serra do Corvo Branco está localizada entre os municípios de Urubici e Grão-Pará, em SC, no Parque Nacional da Serra Geral. Esta região está associada à brusca variação topográfica de relevo, com transição entre a Planície Costeira e os Campos de cima da Serra.

No topo da Unidade Geomorfológica Serra Geral, afloram os derrames basálticos da Formação Serra Geral sobrepostos aos arenitos eólicos da Formação Botucatu, que ocorrem nas posições mais basais das encostas. São rochas que testemunham a evolução geológica da paisagem nos últimos 300 mil anos e estão associadas a processos semelhantes encontrados na África.

Fazendo parte da Serra Geral, a Serra do Corvo Branco, com basaltos e arenitos, é atravessada pela rodovia SC-370 (imagem acima), a primeira estrada a ligar o litoral com a serra catarinense. Esta rodovia, cujas obras se iniciaram nos anos 1950, sendo inaugurada em 1980, liga as cidades de Grão-Pará, na Planície Costeira, à Urubici, nos Campos de cima da Serra, diminuindo o percurso, que era de 154 km, para apenas 57 km. Grão-Pará está a 93 m acima do nível do mar, enquanto o alto da serra alcança altitudes superiores a 1470 m.

O corte da rodovia SC-370 é considerado o maior realizado em arenitos no Brasil, tendo cerca de 90 m de altura. Na imagem acima, observa-se que o lado direito do corte tem mais cobertura vegetal. Há quem diga que é por causa da maior umidade devido à inclinação da estratificação do arenito Botucatu. Provavelmente, a incidência dos raios solares dê sua contribuição para esta diferença. Três tipos de florestas, ombrófilas, nebulares e matas de araucárias, ocorrem na região da Serra do Corvo Branco, cujo nome tem duas hipóteses de origem: (i) uma pedra semelhante a um corvo ou (ii) o urubu-rei, uma ave com plumagem predominantemente branca, identificada equivocadamente como corvo. Devido à baixa taxa de reprodução e à degradação do seu habitat, esta ave é observada cada vez mais raramente.

(Crédito da imagem: Marco Gonzalez - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

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Notícias em 20/09/2022

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Punta Roja

Punta Roja ("Punta Rotja" em catalão ou "Ponta Vermelha" em português) está localizada na costa norte da Ilha de Menorca, pertencente à Espanha, nas proximidades da Baía de Algaiarens, no Mar Mediterrâneo. A Ilha de Menorca, com menos de 700 km² de área, faz parte do Arquipélago de Baleares. 

No início do Cenozoico (há 65,5 milhões de anos), a região era ocupada pelo mar de Tétis, quando as placas Africana e Euro-Asiática se aproximaram e colidiram formando diversas cordilheiras, como os Pirineus, os Alpes e a Bética. Esta última avança para o mar em seu extremo leste e forma o Arquipélago de Baleares. Menorca, por se encontrar no extremo nordeste deste arquipélago, apresenta características que a diferenciam do restante destas ilhas.

Na parte norte de Menorca, ocorrem os materiais mais antigos. São rochas heterogêneas fraturadas e dobradas, principalmente conglomerados, arenitos, argilitos e calcários do Paleozoico e dolomitos, margas e calcários do Mesozoico. As cores das rochas e o relevo que criam permitem identificar três tipos de paisagens individualizadas: Menorca escura, Menorca vermelha e Menorca cinzenta. Na parte sul da ilha, é encontrada ainda a Menorca branca.

No norte, o trecho costeiro próximo a Baía Algaiarens é predominante vermelho, com rochas cujos sedimentos foram depositados no final do Paleozoico e no início do Mesozoico. São encontrados principalmente arenitos intercalados com materiais argilosos. Estes arenitos correspondem à acumulação e consolidação de grãos de areia e seixos, que foram transportados por grandes rios que erodiram as partes altas mais próximas e que foram erguidos no final do Paleozoico. Os materiais mais finos, argila e silte, sedimentaram-se nas margens dos canais, nas várzeas. Na maioria das vezes, os rios carregaram apenas água, mas o transporte de sedimentos foi reativado em épocas de chuvas torrenciais, arrastando enormes quantidades de material.

A presença de óxido de ferro dissolvido na água dos rios tingiu estas rochas de vermelho em um ambiente oxidante. Em Punta Roja, as rochas geralmente apresentam algum estado de alteração e uma das manifestações mais características desta alteração é a chamada erosão alveolar ou em favo de mel. Ela é provocada pelo vento, pela abrasão do sal marinho e pelas variações na composição da rocha. Os elementos mais singulares da localidade, no entanto, são alguns diques de rocha basáltica, também bastante alterada, que cortam as rochas vermelhas. O dique da imagem acima é encontrado no trecho costeiro entre a Baía de Pilar e Punta Roja.

(Crédito da imagem: Consell Insular de Menorca - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias em 15/09/2022

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Cachoeira Sentinela
Esta cachoeira está localizada no município de Diamantina, no Parque Estadual do Biribiri, em MG. Este parque faz parte da porção central da Serra do Espinhaço, região reconhecida pela Unesco como Reserva da Biosfera. Foi criado em 1998 com área de 16.999 ha e é administrado pelo Instituto Estadual de Florestas (IEF), sendo um dos grandes atrativos naturais da região de Diamantina, incluindo cachoeiras, mirantes e sítios arqueológicos pré-coloniais com pinturas rupestres.

Na região ocorrem rochas metassedimentares do Mesoproterozoico do Supergrupo Espinhaço, com as formações São João da Chapada, Galho do Miguel e Sopa-Brumadinho. Na área da Cachoeira Sentinela ocorrem rochas da Formação Sopa-Brumadinho, predominando quartzitos com filitos subordinados.

O Parque Estadual do Biribiri está inserido no bioma do Cerrado, com fauna e flora diversificada. Muitas de suas espécies estão ameaçadas de extinção tanto na fauna, como o lobo-guará, a sussuarana e o veado, quanto na flora, como as sempre-vivas, as orquídeas, as bromélias e as canelas-de-ema. Nos locais de afloramento rochoso, com altitude acima dos 900 metros, destaca-se a fitofisionomia de campos rupestres.

O nome "Biri" em tupy-guarani significa "buraco" e "biribiri" significa "grande buraco" e está associado à ocorrência de grande acidente geomorfológico na região.

No século XIX, escolhendo um local com potencial hidráulico na região, o Bispo de Diamantina Dom João Antônio Felício dos Santos (1818-1905) fundou a fábrica de tecidos Biribiri para empregar moças pobres da região de Diamantina. Em 1876, as construções foram iniciadas, incluindo armazém e escola. Na década de 1950, no auge, havia 1.200 funcionários trabalhando. A Arquidiocese de Diamantina controlava a fábrica e a vila de Biribiri, que teve açougue, bar, quadra de esportes, refeitório, consultório médico, dentista, clube social, pensionado e casas para operários, além de uma igreja. Em 1970, a fábrica foi desativada, mas ainda funciona a Estamparia S.A que é administra a Vila de Biribiri. Em 1998, a vila foi tombada pelo Instituto Estadual do Patrimônio Histórico e Artístico (IEPHA) de MG.

(Crédito da imagem: Rodrigo.Argenton - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias em 14/09/2022

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Parque Nacional de Timanfaya
Este parque faz parte de uma das Reservas da Biosfera das Canárias da Espanha. Está localizado no sudoeste da Ilha de Lanzarote, que é a ilha mais oriental do Arquipélago das Canárias.

O nome desta ilha tem origem no século XIII, quando recebeu a visita do primeiro europeu, o navegador genovês Lancelotto Malocello (1720-1336). Bem mais tarde, em 1974, foi criado o Parque Nacional de Timanfaya, com uma área de 51 km2, estendendo-se desde a cidade de Yaiza até a Montaña de Timanfaya, abrangendo parte dos municípios de Yaiza e Tinajom.

Uma região de erupções vulcânicas cobre um quarto da área do parque. O núcleo principal das erupções, com 25 crateras, está localizado nas chamadas Montañas del Fuego, no oeste da Ilha. O nome "Timanfaya" (também escrito "Chimanfaya") justamente tem este significado ("Montanhas do Fogo") na língua Guanche dos nativos de Lanzarote.

O processo eruptivo, que deu origem à paisagem atual, ocorreu principalmente entre 1730 e 1736 e, com menor impacto para a população, em 1821, quando foram formados os últimos cones:

Tao, Chinero e Tiguatón.

As feições geomorfológicas, associadas ao vulcanismo da área incluem:

(i) tubos vulcânicos (quando o teto destes tubos desmorona, formam-se buracos chamados "jameos"),

(ii) derrames de lavas basálticas dos tipos aa e pahoehoe,

(iii) cones de cinzas, correspondendo à fase estromboliana das erupções,

(iv) anomalias geotérmicas, como o Islote de Hilário, e

(v) "hornitos" ("pequenos fornos"), que são bocas eruptivas secundárias.

O mais famoso deste "hornitos" é o Manto de la Virgen (imagens acima) que assume a forma de um manto negro.

As erupções se concentraram em uma linha nordeste-sudoeste, que corresponde a uma zona de fraturas vulcânicas que atravessa Lanzarote. Os vulcões são do tipo havaiano. Formaram grandes colunas de cinzas durante as erupções, compondo lapilli ou pozolana. As cinzas foram levadas pelo vento cobrindo vastas áreas a partir das crateras, produzindo uma região inóspita, característica da Ilha de Lanzarote.

O diário de um padre de Yaiza, chamado Andrés Lorenzo Curbelo, descreve os eventos de 1730:

"Em 1º de setembro, nove horas-dez horas da noite a terra se abriu de repente perto de Timanfaya duas léguas de Yaiza. A primeira noite uma enorme montanha de rosa a partir das entranhas da terra e seu topo escapou das chamas que continuaram a queimar por dezenove dias. Poucos dias depois, um novo abismo foi formado e uma torrente de lava correu Timafaya, em Rodeo e parte da Mancha Blanca".

A área coberta pelas lavas era totalmente dedicada à agricultura, com produção de cereais, que abastecia o consumo próprio e de outras ilhas. Havia também pastoreio e colheita de outros produtos, como a orquila, um líquem de onde se obtém um corante. Em 1730, o primeiro episódio vulcânico afetou profundamente os ilhéus, que foram pegos totalmente de surpresa. A lava devastou inicialmente as aldeias de La Mareta e Santa Catalina e, posteriormente, mais outras trinta aldeias. A população teve que se mudar para Fuerteventura ou procurar novas terras na zona central de Lanzarote. Nos intervalos de calmaria vulcânica, no entanto, sempre havia retorno de grande parte da população para os locais de origem, onde a cobertura de lapilli propiciava grandes e boas colheitas. O vulcanismo, inicialmente catastrófico, deu início a grande desenvolvimento econômico para a Ilha de Lanzarote, com o surgimento de novos núcleos populacinais. Uma das áreas de cultivo, com forte desenvolvimento após o ciclo vulcânico é La Geria, cujo nome corresponde a uma aldeia que havia no mesmo local antes das erupções. A produção de vinhos desta região é muito apreciada na Europa. Atualmente o parque abrange diversas aldeias, como Chimanfaya, Boiajo, La Mareta, Chupadero, Santa Catalina, Malas Tapias e Peña Palomas.

Nas zonas costeiras vivem e reproduzem-se espécies valiosas de vertebrados, especialmente aves marinhas. Embora praticamente desapercebidos, há répteis e invertebrados adaptados a condições adversas. Em 1994, o parque foi declarado Área de Proteção Especial para Aves devido à sua importância como área de reprodução e refúgio de certas espécies. A história geológica da ilha permitiu que inicialmente apenas os líquens reinassem. Cerca de 150 espécies deles lentamente atacam a rocha, criando terras férteis para que outras plantas, como certos juncos, possam prosperar.

(Crédito das imagens: jkb (superior) e Gernot Keller (inferior) - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 29/08/2022

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Planalto do Colorado
Este planalto colorido abrange uma área de mais de 380.000 km² na região chamada "Four Corners" ("Quatro Cantos"), onde se encontram os estados de Utah, Colorado, Arizona e Novo México, nos EUA. É uma área drenada pelo Rio Colorado e seus afluentes, os rios Green, San Juan e Little Colorado. No norte e no nordeste, os limites são definidos pelas montanhas Uinta de Utah e pelas Rochosas do Colorado. No leste é limitado pelo vale do rifte do Rio Grande no Novo México. No Sul, faz divisa com a Orla Mogolon, uma cuesta que o separa da Província de Basin and Range (PBR), extensamente falhada. No oeste, há uma zona de transição entre o planalto típico e a PBR. O Planalto do Colorado produz um cenário ermo, que combina desfiladeiros profundos e áreas elevadas, onde as altitudes variam entre 915 m e cerca de 4.000 m. Há predomínio de clima seco e árido, com produção de cobertura vegetal limitada. As altas montanhas de Sierra Nevada na costa oeste impedem que massas de ar com umidade do Pacífico cheguem ao sudoeste. Assim, o intemperismo facilmente deixa para trás rochas nuas, excelentes apenas para a exploração geológica. O Planalto do Colorado é constituído por blocos crustais do Pré-Cambriano, principalmente com gnaisses e xistos altamente metamorfisados, que são sobrepostos por rochas sedimentares. Estas vão do Paleozoico ao Terciário, incluindo algumas de idades intermediárias, como é o caso do Arenito Estrada, do Jurássico. As rochas sedimentares ocorrem em áreas em grande parte planas, compensadas verticalmente por falhas e dobras. Também são características grandes acumulações vulcânicas que tornaram a crosta terrestre local relativamente espessa, com assinaturas graviméticas e magnéticas bastante especiais. A região é subdividida em seis seções: Grand Canyon (a imagem acima mostra sua borda sul), Planaltos Altos, Bacia do Uinta (estruturalmente a parte mais baixa), Canyonlands (com cânions profundos), Navajo (com planaltos escarpados) e Datil (com predomínio de rochas de origem vulcânica). O Planalto do Colorado é, na verdade, composto por uma série de planaltos separados por falhas (principalmente no oeste) ou monoclinais (com predomínio no leste). A formação destas estruturas aconteceram devido ao movimento dos blocos crustais e são responsáveis pelas diferentes altitudes ao longo da região. São encontrados dois tipos de feições ígneas: lacólitos intrusivos do Oligoceno ao Mioceno (exemplos: as cordilheiras Henry, La Sal, Abajo, Ute, La Plata e Carrizo) e vulcanismo, que produziu fluxos de lavas e cones de cinzas. O vulcanismo aconteceu entre 6 milhões e 1.200 anos, sendo andesíticos os mais antigos e predominantemente basálticos os mais jovens. Neste cenário, viveram povos antigos que deixaram para trás artefatos simples, como pontas de lança de 10.500 anos, e sofisticados, como as grandes aldeias de pedra de 1.000 anos da cultura Anasazi. Os primeiros europeus chegarem na seção do Grand Canyon. Foram os espanhóis sob o comando do conquistador espanhol Garcia Lopez de Cárdenas (nascido em 1500). Muitos exploradores norte-americanos se aventuraram no Planalto do Colorado muitas vezes sob o risco da hostilidade do clima e dos nativos. É o caso da expedição liderada pelo explorador norte-americano John Williams Gunnison (1812-1853), massacrado, juntamente com sete comandados seus, por nativos paiutes. Porém, ao longo da última metade do século XIX, garimpeiros, colonos, fazendeiros, missionários, soldados e bandidos invadiram o planalto, para desventura dos indígenas. Hoje, com a rodovia Interstate 70 e inúmeras estradas secundárias, o Planalto do Colorado é uma meca turística de inúmeros parques e monumentos, mas ainda com persistentes regiões selvagens.

(Crédito da imagem: Murray Foubister - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 24/08/2022

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Estromatólitos

Estas estruturas sedimentares, de crescimento recifal, na forma de lentes ou de domos, assumem dimensões decimétricas a métricas. São produtos da ação de bactérias em mares rasos e quentes, desenvolvidos como colônias (especialmente de cinobactérias) dependentes da energia da luz solar para alimentação e crescimento. Recolhem-se à noite para as porções mais internas dos montículos criados e voltam de dia para continuar a processar fotossíntese, liberando uma espécie de cola ao secretar carbonato de cálcio com o objetivo de fixar e cimentar finas partículas dispersas na água. Assim, produzem as lâminas sobrepostas para fazer crescer os montículos que recebem o nome de estromatólito. Este nome tem origem no grego através da junção de "stroma" ("camada, tapete") com "lithos" ("rocha"). Até o Ordoviciano médio, os estromatólitos eram muito presentes nas águas, porém provavelmente com aumento da diversidade no ambiente aquático, novas espécies começaram competir com eles, como é o caso das esponjas e das algas, além de surgirem predadores. Deste modo, a quantidade de novos estromatólitos diminuiu.

(fonte1 - fonte2)

Alguns exemplos de estromatólitos podem ser observados nas imagens acima, descritas a seguir

(com links para as imagens originais ampliadas):

(A) Estromatólitos na Formação Pika, no Parque Nacional de Banff, Canadá

(Crédito da imagemA: Wilson44691 - fonteA)

(B) Estromatólitos no Green River Shale, Wyoming, EUA

(Crédito da imagemB: Alicejmichel - fonteB)

(C) Estromatólitos no Lago Thetis, Austrália Ocidental

(Crédito da imagemC: Ruth Ellison - fonteC)

(D) Estromatólito no Grupo Itaiacoca, em Nova Campina, SP

(Crédito da imagemD: mapio - fonteD)

(E) Estromatólito em Lagoa Salgada, no município de Campos, RJ

(Crédito da imagemE: Eurico Zimbres - fonteE)

(F) Estromatólito na Formação Strelley Pool, na Austrália Ocidental. São considerados os estromatólitos mais antigos, datados de cerca de 3,4 bilhões de anos.

(Crédito da imagemF: Didier Descouens - fonteF)

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Notícias em 13/08/2022

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Falésias de Yesnaby
Estas falésias são encontradas em Yesnaby, um trecho de Sandwick entre Stromness e Skara Brae, na costa oeste de Orkney Mainland, a principal ilha do Arquipélago Órcades ("Orkney islands"), no norte da Escócia. A região deste arquipélago, há 400 milhões de anos, ficava em latitudes equatoriais onde o clima era seco e quente e onde surgiram desertos ao longo das margens do Lago Orcadie, um lago de água doce. Um material constituído por lama e areia se depositou oriundo da erosão em regiões próximas mais elevadas. Assim, os já existentes granitos, gnaisses e xistos do embasamento foram cobertos e, ao longo de milhões de anos. restos de peixes foram fossilizados no leito daquele lago. Estes sedimentos, 20 milhões de anos depois, já haviam se transformado no Old Red Sandstone (ORS) no norte e leste da Escócia. A atividade tectônica subsequente produziu dobras e falhas nas rochas, gerando cadeias de colinas simultaneamente com extravasamento de fluxos de lava. As colinas sofreram, então, milhões de anos de erosão e submersão parcial pelo mar. Os remanescentes destas colinas estão presentes no Arquipélago Órcades. O embasamento ainda aflora no arquipélago no norte e oeste de Stromnes, em Graemsay e mesmo em Yesnaby. Com exceção destes afloramentos, há grande predomínio de rochas sedimentares do Devoniano suavemente inclinadas pertencentes ao ORS. Estas rochas sofreram a ação de várias eras glaciais do Quaternário, tendo a última ocorrido por volta de 18.000 anos atrás. A costa de Yesnaby é conhecida pelo cenário de falésias com pilhas marinhas e pináculos formados pelo Arenito Yesnaby, que faz parte do ORS. Nestas falésias, tem destaque o chamado "Castelo Yesnaby" ("Yesnaby Castle", isolado na imagem acima), uma pilha marinha que enfrenta as ondas do Oceano Atlântico. Órcades também abriga alguns dos sítios neolíticos mais antigos e mais bem preservados da Europa, incluindo o "Heart of Neolithic Orkney", que é Patrimônio Mundial da UNESCO. Durante a Primeira e Segunda Guerras Mundiais, um grande número de estações de defesa costeira da Marinha Real britânica foram instaladas ao longo das falésias de Órcades, inclusive nas de Yesnaby. A maioria estava armada com canhões antiaéreos e torres de holofotes para identificação de aeronaves inimigas.
(Crédito da imagem: Julian Paren - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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