Notícias em 16/12/2022

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Mosteiro de Kipina

Este mosteiro está localizado em Épiro, no noroeste da Grécia, acima do desfiladeiro do Rio Kalarrytikos, na região que faz parte do Parque Nacional de Tzoumerka. Foi construído na entrada de uma caverna aberta no paredão vertical da Montanha de Tzoumerka, sendo utilizados, na construção, materiais retirados da própria montanha. 

No noroeste da Grécia, há quatro zonas geotectônicas (Subpelagoniana, Pindos, Gavrovo e Jônica). Elas se sobrepõem umas às outras com eixos de compressão tendendo NE-SW. Falhas normais, reversas e transcorrentes com direções principais NNW-SSE, NE-SW e EW influenciaram as formações geológicas locais. Em Épiro, predomina a zona geotectônica de Pindos, que deu origem à cadeia montanhosa de Pindos, a maior da Grécia, com grande alternância de rochas carbonáticas, silicosas e clásticas. Pertencente à Pindos, a Montanha Tzoumerka (ou Athamaniana) tem 2.393 m de altitude máxima, sendo a quarta mais elevada desta cadeia montanhosa, após Smolikas, Grammos e Tymfi. Esta região é caracterizada por relevo acentuado, com elevações e vales profundos, e abundância de águas superficiais. A bacia hidrográfica da região de Épiro é limitada ao sul pelo Golfo de Amvrakikos e ao norte pelas montanhas na fronteira greco-albanesa.

Pindos é considerado um nappe tectônico que, paleogeograficamente, está inserido em uma grande bacia marinha profunda. Este nappe se sobrepõe à zona geotectônica de Gabvrovo, a oeste e a norte. Caracteriza-se pela presença de placas de cavalgamento de leste a oeste causadas principalmente por tensões compressivas tangenciais que produzem repetições contínuas de formações geológicas.

As rochas da Zona de Pindos, do Triássico-Eoceno Superior, apresentam numerosas dobras fechadas, inclinadas e invertidas, além de muitas frentes de cavalgamentos e falhas reversas.

As rochas mais antigas pertencem a uma formação clástica, composta por (i) arenitos, cherts, margas e calcários do Triássico Médio e (ii) turbiditos calcíticos, calcários, sílex (vermelho a preto), margas argilosas, arenitos (verdes) e materiais vulcanossedimentares (andesitos, tufos, basaltos) do Triássico Médio a Superior.

Acima desta, ocorre uma formação xistosa do Jurássico composta por sílex multicolorido (radiolaríticos, azuis, verdes, castanhos, vermelhos e pretos), argilitos, arenitos, calcários siliciosos e sílex vermelho.

Sobre a formação xistosa, desenvolveu-se o chamado primeiro flysch da Zona de Pindos que consiste em (i) alternâncias de margas, radioralitas, cherts e folhelhos calcários, (ii) arenitos, (iii) arenitos pelágicos, calcários brechados e pelitos do Cretáceo Inferior. Uma série de leitos de transição do Cretáceo Superior (Maestrichtiano-Daniano) é composta por alternâncias de calcários platy, arenitos e xistos.

Outro flysch formado durante o Daniano/Plioceno Inferior-Eoceno Superior é chamado de Segundo flysch da Zona de Pindos. Constitui o flysch principal e consiste na alternância rítmica de arenitos e margas com camadas lenticulares de pequena espessura de conglomerados, além de calcários. É considerado o flysch mais característico do território grego.

A história do Mosteiro de Kipina, dedicado à Virgem Maria, começou no século XII. Alguns dos monges de um mosteiro próximo de Vyliza discordaram do local e decidiram procurar um lugar melhor. Encontraram a caverna na Montanha de Tzoumerka e tiveram que construir uma ponte improvisada com varas compridas para ter acesso a ela. A caverna, esculpida por rio subterrâneo, é bastante profunda, alcançando cerca de 240 m de comprimento. A dificuldade de acesso foi um dos fatores que definiu a escolha do local para o novo mosteiro. Durante a ocupação turca, muitos habitantes das aldeias vizinhas perseguidos pelos turcos, conseguiram encontrar abrigo neste mosteiro.

(Crédito da imagem: Lia Mageira - fonte1 - fonte2 - fonte3)

Assuntos do dia
mineração, petróleo, produção, mercado, energia alternativa, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, conhecimento, eventos e outros.

Notícias em 15/12/2022

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Arquipélago de Socotra

O Arquipélago de Socotra (ou Socotorá) é constituído por quatro ilhas, incluindo Socotra (95% da área terrestre do arquipélago) e outras três menores, Abd Al Kuri, Samha e Darsa, além de duas pequenas pilhas de rochas marítimas. Está situado no norte do Oceano Índico, na costa sudeste do Iêmen e suas ilhas são separadas por mares relativamente rasos, mas entre elas e o continente africano há uma trincheira profunda, ainda que estreita.

A plataforma de Socotra é formada por embasamento do Pré-Cambriano submerso. Constitui uma microplaca de granito de origem continental, com 700-800 milhões de anos de idade, como parte do continente afro-árabe. O arquipélago corresponde a antigo fragmento da parte central do Gondwana e ficava relativamente perto da Índia, até que eventos tectônicos do Mesozoico levaram ao rompimento do Gondwana Oriental. A Plataforma Socotra permaneceu próxima do sul da Arábia até o rifting oceânico do Golfo de Aden no Oligoceno-Mioceno. Cerca de seis milhões de anos atrás, o pequeno pedaço de terra se aproximou do lado da Península Arábica e foi quebrado em quatro ilhas, formando o arquipélago. As flutuações do nível do mar provavelmente permitiram uma ligação terrestre entre as ilhas e o Chifre da África em vários momentos, particularmente durante as glaciações dos últimos 150.000 anos.

Socotra consiste de rochas graníticas que afloram nas Montanhas Haggeher, que se formaram como parte do complexo do embasamento do Pré-Cambriano. Margeando as Haggeher, há planaltos de calcário com até 1.000 m de altitude (no caso do Planalto Diksam). Estes calcários foram depositados durante várias transgressões marinhas no Cretáceo, no Paleoceno e no Eoceno. Eles predominam na Ilha de Socotorá com áreas fortemente carstificadas e extensos sistemas de cavernas. No centro (Bacia de Zahr), no sul (Planície de Noged) e no norte da ilha, estes planaltos são limitados por planícies costeiras compostas por areias quaternárias e recifes de coral elevados. As ilhas menores são constituídas principalmente por falésias calcárias.

Nos últimos seis milhões de anos, um ecossistema único surgiu no arquipélago, fazendo-o merecer o apelido de "Galápagos do Oceano Índico". Mais de 30% das plantas, 90% dos répteis e quase todos os moluscos não podem ser encontrados em nenhum outro lugar do mundo. Apesar do seu isolamento, este arquipélago é habitado desde a antiguidade. Uma ruína de cidade, datada do Século II, foi encontrada na Ilha de Socotra.

A característica principal do Arquipélago de Socotra são as árvores suculentas e tolerantes à seca, como a "Sangue de Dragão", que parece um disco voador invertido, e a Adenium socotranum, que parece uma pata de elefante (vistas na imagem acima), crescem em planaltos rochosos de granito e calcário, contribuindo para o paisagismo. Aves como o estorninho de Socotra, o pássaro solar de Socotra e o grosbeak de Socotra, como os nomes indicam, são endêmicos. Os morcegos são o único mamífero nativo da ilha.

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

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

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 13/12/2022

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Boca do Inferno

A Boca do Inferno é uma antiga gruta que teve desmoronamento do teto. Está localizada na costa oeste da vila de Cascais, em Portugal. Faz parte de um lapiaz que se estende desde o Farol de Santa Marta até o Forte da Cresmina, no distrito de Lisboa, no Parque Natural de Sintra-Cascais.

 Há evidências de estalactites e estalagmites que foram quebradas. Este geossítio foi esculpido em camadas maciças e espessas de calcários dolomíticos e dolomitos do Cretáceo Inferior (Hauteriviano), tendo carstificação intensa ocorrida no Quaternário. Algumas cavidades abertas são preenchidas por um material chamado "terra rossa", que supostamente teria sido depositado no chão da gruta como resultado da erosão do calcário. Há cavidades que correspondem a veios que foram completamente erodidos. Observam-se também, níveis ferruginosos com seixos rolados de pequenas dimensões, que correspondem a antigas praias quaternárias com evidências de oscilações do nível do mar.

Além dos aspetos cársticos, ao longo desta porção do litoral de Cascais, é possível observar uma sequência estratigráfica que vai do Valanginiano superior ao Barremiano. Encontra-se conteúdo fossilífero, destacando-se raros amonites, além de ostreídeos, dentes de peixes e gastrópodes.

O nome "Boca do Inferno" tem origem no som forte produzido pela água do mar ao golpear a rocha violentamente no local. Foi cenário do primeiro filme português ao estilo "lumiére", com o título "A Boca do Inferno", de 1896, produzido pelo inglês Henry W. Short. Também é cenário da lenda que conta a história de um feiticeiro que mandou buscar uma bela jovem para ser sua esposa. Naturalmente, o desejo da jovem não era o mesmo do feiticeiro, que, por isto, a prendeu em uma torre e colocou lá um guardião. O problema é que a beleza e a juventude do guardião não eram as mesmas do feiticeiro. Então, os jovens fugiram em direção ao litoral no cavalo branco do feiticeiro. Este, sabendo da fuga, fez os rochedos se abrirem e o cavalo, o guardião e a jovem foram engolidos pelo mar. Era a Boca do Inferno que se abria para nunca mais fechar. Em dias de tempestade, o próprio local parece lamentar a tragédia que testemunhou.

(Crédito da imagem: Beatriznog10 - fonte1 - fonte2 - fonte3)

Assuntos do dia
projeto, danos, petróleo, mercado, energia alternativa, meio ambiente, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 12/12/2022

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Cavernas de Aggtelek Karst e Slovak Karst

Este é um sistema de cavernas localizado a 236 quilômetros de Budapeste, no norte da Hungria, cruzando a fronteira húngaro-eslovaca, no Parque Nacional Aggtelek. É Patrimônio Mundial da UNESCO desde 1995.

O Parque Nacional Aggtelek, com mais de 20.000 ha, fica na região de Aggtelek Karst, que faz parte do Gömör-Torna Karst. São aproximadamente 1.200 cavernas, das quais 273 estão na área do parque. A mais famosa delas é a Caverna Baradla ou Domica, vista na imagem acima. Seu nome é Baradla na Hungria, mas ela serpenteia por 25 km e, destes, 5,6 km estão no subsolo da Eslováquia, sendo então chamada de Domica.

Na região, o leito rochoso do Triássico Inferior é composto por ardósias impermeáveis, resistentes, argilosas e margosas, além de arenitos. Encontram-se também camadas com mais de um quilômetro de espessura do Triássico Médio e Superior, com calcários fracamente resistentes com alguma dolomita originários de sedimentos calcários de mar raso.

Estas cavernas começaram a ser esculpidas há cerca de 2 milhões de anos. Foram erodidas pela água de riachos que dissolveu as rochas. Posteriormente, o carbonato de cálcio da água gotejante construiu lentamente espeleotemas de formas variadas. A imaginação dos exploradores que as descobriram deram nomes expressivos a estas formas, como Cabeça de Dragão, Tigre, Língua de Sogra, Câmara com Colunas e Salão dos Gigantes. Represas de travertino também são encontradas.

As cavernas foram usadas como refúgio desde os tempos pré-históricos. Arqueólogos desenterraram joias de ouro e equipamentos de combate do início da Idade do Ferro, bem como ferramentas e louças feitas de pedra e ossos de animais da Nova Idade da Pedra, que ocorreu de 6.000 a 7.000 anos atrás.

O ecossistema destas cavernas possui um ar quase estéril, proporcionando um lar para mais de 500 troglóbios e troglófilos que as habitam, muitos deles só podem ser encontrados aqui.

Os processos cársticos produziram uma rica diversidade de estruturas e habitats importantes do ponto de vista biológico, geológico e paleontológico. Enquanto estes processos continuam a se desenvolver sob condições de clima temperado, sedimentos e formas de relevo fósseis fornecem ampla evidência de condições climáticas subtropicais e tropicais do Cretáceo Superior e do início do Terciário, bem como atividade denudacional periglacial do Quaternário. Ao longo de dezenas de milhões de anos, a área fornece uma excelente demonstração de ambiente cárstico em climas tropical e glacial, o que é muito incomum e provavelmente é melhor documentada aqui do que em qualquer outro lugar do mundo.

Há hoje na Caverna Baradla, uma Sala de Concertos, com acústica apropriada para receber espetáculos de música clássica e popular.

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

Assuntos do dia
economia, mineração, danos, petróleo, mercado, energia alternativa, meio ambiente, mineralogia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial, eventos e outros.

Notícias em 09/12/2022

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Arquipélago de Galápagos

Este arquipélago está localizado a 1.000 km a oeste da costa do Equador, com treze ilhas principais e centenas de afloramentos rochosos menores, totalizando 127 ilhas e ilhotas próximas ao Círculo de Fogo do Pacífico. Cada ilha é formada por um único vulcão, exceto a Ilha Isabela, que tem seis, embora eles se juntem acima do nível do mar.

Galápagos está situado na placa tectônica de Nazca que se movimenta para leste atualmente a uma taxa entre 6 e 8 cm/ano. Ela se afasta das placas de Cocos e do Pacífico e colide com a placa Sul-Americana nos Andes. Este movimento acontece sobre o hotspot, relativamente estacionário, que formou o arquipélago e que fica na convergência das dorsais Carnegie e Cocos.

As ilhas San Cristóbal e Española, a leste, são as mais antigas e Isabela e Fernandina, mais a oeste, são as mais jovens. A Ilha Española, com rochas datadas em cerca de 3,25 milhões de anos, foi tão corroída pela erosão que não há mais evidência do seu vulcão original. Enquanto o ponto mais alto da Ilha San Cristóbal, por exemplo, tem altitude de 730 m, na Ilha Fernandina a maior elevação chega a 1.476 m. As ilhas mais jovens têm rochas com apenas 750.000 anos aproximadamente.

Uma evolução na morfologia dos vulcões e na composição do magma começou a acontecer por volta de 1 milhão de anos atrás. Em decorrência, os vulcões mais a leste têm encostas íngremes e são encimados por grandes caldeiras, ao contrário das ilhas mais a oeste, cujos vulcões não possuem caldeira. Os vulcões mais a oeste extravasaram magmas relativamente menos primitivos, afetados pelo alto suprimento diretamente sobre a pluma do manto.

As rochas do arquipélago são compostas em grande parte por basalto e, como é característico deste tipo de rocha vulcânica, as erupções tendem a extravasar lava em vez de produzir explosões de cinzas e detritos. Dois tipos de fluxo são encontrados: aa (mais viscoso) e pahoehoe (com textura mais lisa e retorcida). No arquipélago são ocorrem túneis de lava (quando a lava esfria é formada uma crosta, enquanto a porção mais quente continua fluindo no interior até restar um tubo oco que pode se estender por quilômetros) e crateras (quando câmaras de magma ficam vazias e têm o teto desabado).

Galápagos é o arquipélago mais estudado no mundo devido principalmente ao interesse pelo seu ecossistema. O primeiro a chegar no arquipélago foi o frade dominicano Fray Tomás de Berlanga (1487-1551), bispo do Panamá. Em 1535, ele descobriu Galápagos ao ser desviado do seu caminho por correntes marítimas. No século XVII, piratas e bucaneiros usaram o arquipélago como ponto estratégico, pois ficava longe o suficiente para fugas necessárias, mas não tão longe de rotas comerciais e cidades costeiras. Em 1835, na rota de retorno pelo Pacífico, após passar pelo sul da América do Sul, Chares Darwin (1809-1882) fez sua famosa visita às Ilhas Galápagos e o que viu ajudou a entender a seleção natural das espécies. No final do século XVIII, foi a vez de baleeiros passarem a visitá-la já que a região tinha o que eles procuravam.

A extraordinária diversidade de flora e fauna se originou a partir de espécies que chegaram ao arquipélago pelo ar (voando ou sendo sobradas) ou pelo mar (nadando ou flutuando em alguma "jangada" natural), além, é claro, da interferência humana. A situação ensolarada equatorial das ilhas (algumas ficam acima ou no equador, mas a maioria está no hemisfério sul), combinada com as frias correntes oceânicas de Humboldt e Cromwel, possibilitou uma mistura incomum de espécies de clima tropical e temperado.

Na imagem acima, é possível ver caranguejos Sally Lightfoot destacados pela cor avermelhada sobre o basalto escuro da costa da Ilha Santa Cruz do Arquipélago de Galápagos. Ao fundo, aparece o farol Punta Estrada.

(Crédito da imagem: David Stanley - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5 - fonte6)

Assuntos do dia
mineração, danos, petróleo, mercado, política, energia alternativa, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, ciência espacial, asteroides, eventos, vagas 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 06/12/2022

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Geleira Fox

A Geleira Fox está localizada no Parque Nacional Westland Tai Poutini, no Vale Fox, na costa oeste da Nova Zelândia.

O Vale Fox é um vale glacial em forma de U, com laterais quase verticais. Em suas partes mais íngremes, estrias glaciais são encontradas em muitas das rochas expostas. Em outros locais, a esfoliação pós-glacial de xistos dissecados produz instabilidade ​​nos locais intemperizáveis. Extensos depósitos de morainas estão presentes e a Geleira Fox ocupa o fundo do vale. Logo a jusante do término da geleira, o Rio Fox se acomoda trançado em uma planície de inundação de 250 metros de largura. Ele entra em uma seção mais confinada na extremidade inferior desta planície por uma extensão 2,5 km, mas volta a se espalhar mais adiante.

Ao longo dos últimos 45 milhões de anos, a colisão entre a placa Australiana e do Pacífico e o deslocamento paralelo (de uma em relação a outra) trouxeram estratos mais profundos de rocha para a superfície. Foi soerguida uma espessura de 20 km de rochas para formar os Alpes do Sul. Somente nos últimos 500 mil anos, a tectônica soergueu as montanhas, ao longo da Falha Alpina, 12 mm por ano, o que equivale ao total de 6 km de elevação neste período todo. 

Simultaneamente a estes movimentos, houve intensos eventos, como dobras, falhamentos e processos metamórficos. Dobras ao longo dos eixos nordeste/sudoeste produziram falhas perpendiculares a estes eixos. Uma destas falhas é evidenciada na parede íngreme de Cone Rock, que se eleva 300 m verticalmente a partir do fundo do Vale Fox. Mais acima neste vale, uma língua da geleira corre entre outras destas falhas, uma delas sob a dorsal Chancellor e outra na parte lateral da geleira.

Estas dobras e falhas criaram áreas de menor resistência que foram encontradas e intensificadas pela erosão. Além disto, falhas verticais e planos de estratificação nas rochas permitem que a geleira movimente enormes blocos ao longo das linhas das falhas.

Grauvacas, de 400-600 milhões de anos, e xistos, de cerca de 150 milhões de anos, são as rochas encontradas na região da Geleira Fox. Os leitos de grauvacas, com espessura mínima de cerca de 10 km, inclinam-se para oeste em ângulo de 15-40º. Os xistos, produzidos por metamorfismo sobre arenitos, posicionam-se subjacentes aos leitos de grauvacas. Imediatamente a leste da Falha Alpina, uma seção maciça dos estratos inferiores de xistos foi inclinada e empurrada para cima pela ação tectônica.

A geleira Fox avança de 4 a 6 metros por dia. A pluviosidade de até 14 metros por ano e sua multiplicada produção de neve resultam em enorme poder erosivo iniciado pelos rios e pelas torrentes das montanhas. Na paisagem desnudada, são encontradas rochas, poeira e detritos. Mesmo a centenas de metros acima da geleira. são encontradas marcas. Ali, parece que ela recentemente passou esmagando e arrancando pedaços de rocha. É um processo que se iniciou na primeira era do gelo na Nova Zelândia, cerca de 500 mil anos atrás.

Durante a Idade do Gelo, o gelo sobre os Alpes do Sul teria sido muito mais espesso e mais extenso do que sua atual cobertura esporádica. Após seu pico em 1890, a Geleira Fox recuou cerca de 2 km. 

Os solos da região são ricos em silicatos e se formam rapidamente, mas são empobrecidos pela lixiviação. Os solos alpinos mais férteis estão nas encostas das colinas, onde o rejuvenescimento ocorre constantemente por meio de processos erosivos. As planícies de inundação aluviais contêm os solos mais férteis, enquanto que moreias, cordilheiras e terraços são muito inférteis.

(Crédito da imagem: Matthias Basler - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias em 05/12/2022

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Lago Abbe

O Lago Abbe (ou Abhé) atravessa a fronteira entre Djibuti e a Etiópia, no interior da Depressão de Afar, na África. É o maior e último de uma cadeia de seis lagos alimentados pelo Rio Awash.

A depressão de Afar é uma região agreste e escassamente povoada, abrangendo partes da Etiópia, da Eritreia e de Djibuti. Ela marca a junção tríplice de três riftes: o rifte do sul do Mar Vermelho (entre as placas da Núbia e da Arábia), o rifte do Golfo de Aden (entre as placas da Arábia e da Somália) e o rifte principal da Etiópia (entre as placas de Núbia e da Somália). A medida que a placa da África se divide nas placas da Núbia e da Somália, vai surgindo um novo oceano, assim como surgiu o Mar Vermelho a partir da separação das placas da África e da Arábia. Em alguns milhões de anos, o oceano Índico romperá as terras altas costeiras e inundará a Depressão de Afar, criando um novo oceano. A região chamada Chifre da África será transformada, então, em uma grande ilha.

Antes disto, a tensão causada pela separação entre as placas da Núbia e da Somália criou, ao redor do Lago Abbe, um cenário com uma aparência apocalípitica semelhante a do fictício Tatooine, um planeta desértico de Star Wars. À medida que as duas placas vão se afastando, a crosta acima delas se afinou e rachou e o magma subiu ao longo dos pontos de fraqueza. No oceano, este processo produziria uma expansão do fundo do mar, mas na depressão de Afar, o magma encontrou o solo seco em ambiente de rifting continental.

É neste ambiente que está localizado Abbe, um lago hipersalino e alcalino dessecante, com 10 km de largura e 15 km de comprimento. Seus tons escuros verde-azulados emprestam alguma cor a uma terra dominada por marrons e pretos. Coberto por aglomerados de chaminés fumegantes, Abbe produz uma vasta paisagem seca de salinas que absorve a água do Rio Awash no seu percurso final. Nesta topografia completamente nivelada, as exceções são o Monte Dama Ali, um pequeno vulcão-escudo adormecido predominantemente basáltico, e as chaminés, com até 60 m de altura, visíveis a quilômetros de distância.

Estes depósitos carbonáticos, semelhantes a chaminés, estão dispostos em fileiras nas margens do Lago Abbe. Foram construídos em ambiente subaquático, quando o nível da água era mais elevado. São constituídos por camadas concêntricas alternadas de calcita e de sílica com calcita de baixo Mg. Estas camadas resultam da rápida precipitação de carbonato durante a mistura de fluidos hidrotermais com a água do lago.

Apesar do clima infernal na região do Lago Abbe, pastores nômades Afar vivem na área juntamente com uma surpreendente população de flamingos. Na imagem acima, burros e cabras são vistos nas proximidades do lago.

(Crédito da imagem: NARA & DVIDS Public Domain Archive - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

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Notícias em 02/12/2022

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Buraco Fundo

Esta formação geológica está localizada a 6,5 km da sede da cidade de Restinga Seca, no RS.

É constituída de elevações pontiagudas no interior de uma depressão que alcança a profundidade máxima de 15 m. Este geossítio foi formado por processo erosivo que expôs rochas da Formação Santa Maria do Triássico Médio.

A Formação Santa Maria apresenta três fácies, dois de lutitos e um de arenitos e conglomerados:

O primeiro contém lutitos, arenitos e conglomerados intercalados, relacionados a corpos lacustres temporários e canais fluviais efêmeros.

O segundo fácies apresenta lutitos vermelhos maciços e laminados com concreções e tetrápodes fósseis, lacustres.

O terceiro fácies é caracterizado por arenitos e conglomerados intercalados, de cor salmão, lenticulares, maciços e com laminação cruzada acanalada de médio e grande portes, associados a canais fluviais.

As rochas do Buraco Fundo pertencem à este terceiro fácies.

Este geossítio que faz parte do Geoparque Quarta Colônia Aspirante UNESCO, que abrange nove municípios da região central do RS, além de Restinga Seca: Agudo, Dona Francisca, Faxinal do Soturno, Ivorá, Nova Palma, Pinhal Grande, São João do Polêsine e Silveira Martins.

Restinga Seca teve origem na doação de sesmarias e na construção da estrada de ferro Porto Alegre-Uruguaiana em 1885. Tornou-se distrito em 1892 e município em 1958. Seu nome tem origem na sua situação geográfica, recebendo a identificação de "restinga", que significa "orla de bosque ou mato em baixadas, à margem de arroio ou sangas", e a qualificação de "seca", que diz respeito à sanga Passo da Porteira que eventualmente fica com pouca água.

"Buraco Fundo" serviu de locação para o curta "No fundo do buraco", dirigido pelo restinguense Fabrício Koltermann. O curta foi uma dos selecionados na edição 2010 do festival Santa Maria Vídeo e Cinema.

(Crédito da imagem: viagensecaminhos.com - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

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Notícias em 01/12/2022

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Cerro de los Siete Colores

Este cerro está localizado em Purmamarca, no departamento de Tubaya da província de Jujuy, na Argentina.

Do Pré-Cambriano ao Cambriano Inferior, rochas da Formação Puncoviscana, de ambiente marinho profundo, sofreram dobramentos e metamorfismo durante a orogenia Assíntia. Simultaneamente ocorreram várias intrusões ao longo da Cordilheira Oriental, uma das subdivisões da Cordilheira Andina. Subsequente soerguimento seguido de erosão e denudação, juntamente com transgressão do Cambriano, produziram a deposição dos sedimentos do Grupo Mesón em ambiente próximo à costa. Eles recobriram em discordância angular as rochas da Formação Puncoviscana.

O pacote predominantemente de conglomerados, arenitos, quartzitos, argilitos e siltitos do Grupo Mesón foi exposto pela ação tectônica e por processos erosivos. Este pacote corresponde a antigos leques aluviais recortados que cobrem a margem direita do vale da Quebrada de Purmamarca e são encontrados no Cerro de los Siete Colores.

As cores destas rochas são produto de lento processo geológico durante uma sedimentação ao longo de milhões de anos envolvendo diversos minerais em várias camadas. Destacam-se as seguintes cores: rosa (em argilitos, fangolitos e arenitos), esbranquiçada (em calcário), marrom e roxo (em arenitos ricos em carbonato de cálcio contendo chumbo), vermelha (em argilitos contendo ferro), verde (em filitos e ardósias contendo óxido de cobre), marrom terroso (em fanglomerados contendo manganês) e amarelo mostarda (em arenitos calcários contendo enxofre).

Uma teoria alternativa para a origem das cores do cerro está fundamentada em antigo tédio das crianças da aldeia com a cor opaca da paisagem. Então, em 7 noites seguidas, elas usaram uma rica paleta de cores de forma criativa.

O nome Purmamarca, no idioma aymara poderia ser traduzido como "aldeia de terra virgem" ou "aldeia do deserto". É composto por "purma" ("campo sem sementes" ou "deserto") e "marca" ("aldeia").

Por volta do ano 1470, a região fez parte do Império Inca, quando diversos grupos de indígenas viviam da agricultura de irrigação. Entre 1535 e 1600, aconteceram os primeiros contatos com a colonização espanhola. Estabeleceram-se, então, grandes propriedades que evoluíram com força de trabalho indígena. Com a independência da Argentina, em 1816, começou o declínio econômico e agrícola da região devido principalmente ao êxodo rural.

(Crédito da imagem: Augusto Sarita - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5 - fonte6)

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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)

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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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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)

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Notícias em 25/11/2022

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A Cerdanha e os Pirineus Orientais

A Cerdanha (Cerdanya em catalão, Cerdaña em espanhol e Cerdagne em francês), drenada pelo Rio Sègre, faz parte do alto vale dos Pirineus, a leste de Andorra. Há uma parte espanhola (na província de Girona) e outra francesa (nos departamentos dos Pirineus Orientais e Ariège).

A história dos Pirineus é influenciada por quatro eventos tectônicos:

(i) formação da Cadeia Varisca (há 350-300 milhões de anos), como consequência da colisão do Larússia com o Gondwana, causando dobramentos e metamorfismo (em argilitos, calcários e granitos transformados em xistos, mármores e ortognaisses), além de formação de cúpulas migmatíticas;

(ii) abertura do Golfo de Biscaia (há 110-65 milhões de anos), em conjunto com a abertura do Atlântico Norte, provocando a rotação da Península Ibérica, a separação desta em relação ao Maciço Armoricano e a deposição de margas entre os dois;

(iii) colisão das placas tectônicas Europa e Iberia, que entra em subducção para o norte (há 65-36 milhões de anos), dando origem à cadeia Pirineu-Provençal em duas direções, para o norte no lado francês e para o sul no lado espanhol; e

(iv) abertura do Golfo de Leão, com rotação do bloco Corso-Sardenha e soerguimento da região na finalização da cadeia dos Pirinéus Orientais (há 30-5 milhões de anos).

Os Pirineus Orientais são constituidos por rochas de idades contrastantes, desde granitos de 600 milhões de anos até depósitos do quaternário junto à costa do Mediterrâneo. Suas rochas podem ser agrupadas em:

(i) rochas de mais de 250 milhões de anos, incluindo granitos, gnaisses, xistos e mármores;

(ii) rochas entre 250 milhões e 85 milhões de anos, incluindo calcários e margas; e

(iii) rochas de menos de 65 milhões de anos, presentes também na Cerdanha, incluindo depósitos sedimentares do Mioceno e depósitos glaciais do Quaternário.

Na Cerdanha, é encontrada uma bacia de colapso que foi preenchida no Tortoniano (Mioceno Superior) com variados sedimentos flúvio-lacustres datados por fósseis abundantes. Em espessura de cerca de 1.000 m, há registro de 10 milhões de anos de história geodinâmica tortoniana e pós-tortoniana, envolvendo uma sucessão de processos de extensão, compressão, erosão e soerguimento. Entre suas rochas, é encontrada a série Turoliana, com margas e conglomerados vermelhos, além de folhelhos, arenitos e ainda outras rochas.

Ao fundo, na imagem acima, aparecem os Pirineus Orientais, vistos de um local próximo à cidade de Llívia. Esta cidade, que fica na parte francesa da Cerdanha, no entanto, é espanhola. Ela foi capital da Cerdanha até o século XII. Em 1659, a Espanha cedeu 33 comunidades da Cerdanha à França, mas manteve Llívia, conforme ficou determinado pelo Tratado dos Pirineus assinado naquele ano.

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

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Notícias em 24/11/2011

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Vale de Núria

Este vale está situado no norte da Catalunha, nas proximidades da cidade de Queralbs, na Espanha, junto à fronteira com a França. É cercado por picos que se elevam a quase 3.000 metros de altitude, com desníveis de cerca de 1.000 m. Destes picos nascem vários rios, inclusive o Rio Núria que percorre o vale.

O Vale de Núria encontra-se na zona axial dos Pireneus, na encosta sul, onde afloram as rochas mais antigas deste sistema montanhoso. São rochas metamórficas da unidade Carançà, predominantemente gnaisses. Estes gnaisses e outras rochas de idade Cambro-ordoviciano constituem o extremo sul do Maciço Canigó-Carançá. Sofreram deformações causadas pela Orogenia Herciniana, incluindo metamorfismo regional e clivagem afetada por várias gerações de dobras de dimensões variadas. Posteriormente, a Orogenia Alpina produziu uma série de sobreposições de estruturas que causaram deslocamentos nas rochas locais. São observadas falhas normais NW-SE com desníveis verticais significativos, provavelmente do Neógeno.

As características destas rochas metamórficas e as descontinuidades do maciço rochoso condicionam a morfologia do relevo do Vale de Núria. Degraus estruturais são típicos na região, com a formação de terraços e patamares de ordem métrica.

Risco de queda de rochas também é uma característica presente. Este fenômeno resulta de processo evolutivo no qual participam diversos fatores, incluindo litológicos, de descontinuidades e geodinâmicos externos, como quebras causadas por variação de temperatura e crescimento de raízes. A orientação de alguns taludes verticais e certos conjuntos de descontinuidades produzem movimentação de blocos individualizados de variadas dimensões.

A região é visitada frequentemente com objetivos didáticos por alunos e professores de geologia da Universidade de Barcelona.

O trem de cremalheira azul de histórica ferrovia da região é o único meio de transporte para acessar o vale, além, é claro, de uma trilha para caminhada.

(Crédito da imagem: Pere López - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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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 21/11/2022

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Falésias Fósseis da Ilha Maria

Esta ilha fica na costa leste da Tasmânia, na Austrália. Suas falésias se elevam a mais de 100 m acima do nível do mar e permitem que a erosão marinha exponha fósseis variados e bem preservados.

Seus leitos de calcário foram formados no início do Permiano, há pouco menos de 300 milhões de anos. Quando a Tasmania ainda fazia parte do Gondwana, ocorreu uma transgressão do mar e vales profundos semelhantes a fiordes foram esculpidos. Mares rasos penetraram em grande parte do interior da Austrália e, neles, camadas de lamito e siltito começaram a se acumular. Enquanto isto, a vida marinha florescia com predomínio de moluscos bivalves. Com a regressão marinha, estes animais morreram e suas conchas se acumularam e se comprimiram nas camadas de calcário. Estas falésias são um local especial pelo fato de que a vida marinha nesta parte do mundo conseguiu prosperar em um ambiente polar.

Erodidas por correntes de água e gelo, muitas rochas, geralmente arredondadas e lisas, na região, atualmente são indícios da época de glaciação do Permiano. São encontrados tilitos de cor cinza escuro em camadas basais e lamitos com dropstones (fragmentos isolados de rochas). Estes foram carregados pelas geleiras e, quanto o gelo derreteu, foram depositados e incorporados no fundo do mar raso local.

O Supergrupo Parmeener, do Permiano, está exposto nas Falésias Fósseis. Ele é dividido em uma sequência inferior totalmente marinha e uma sequência superior de água doce. A sequência inferior é predominantemente composta por calcário fossilífero e arenito de granulação grossa. 

A deposição de estratos na porção inferior do Supergrupo Parmeener ocorreu dentro da Bacia intracratônica da Tasmânia. Estes estratos, acumulados nas proximidades de um alto paleogeográfico, são subdivididos em Zona Errática Inferior, Calcário Darlington e Zona Errática Superior. 

As Falésias Fósseis têm relevância também histórica para a Ilha Maria. No início da década de 1920, uma fábrica de cimento foi aberta e transformou brevemente a ilha em um centro industrial, mas também, com a extração do Calcário Darlington, muitos registros fósseis foram perdidos.

Na imagem acima, as Falésias Fósseis são vistas ao fundo e, em primeiro plano, observa-se uma região de pradaria da Ilha Maria.

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

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Notícias em 18/11/2022

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Pedra Furada

Esta formação rochosa, que lembra uma grande esponja feita de pedra, está localizada no distrito de Setúbal, em Portugal.

Consiste em um morro rochoso de arenito ferruginoso do Plioceno, com cerca de 12 m de comprimento, 8 m de largura e 18 m de altura. Contém inúmeros tubos verticais de secção arredondada ou irregular, de 3 a 20 cm de diâmetro, compostos por concreções ferruginosas, geralmente ocos, contendo areia solta. São visíveis, nesta rocha, estruturas de estratificação oblíqua planar e várias superfícies intraformacionais de duricrostas. Na base, há uma gruta, idêntica às de ambiente cárstico, e seu teto contém numerosos tubos, alguns oblíquos e outros horizontais. A morfologia peculiar e a ferruginização da Pedra Furada são atribuídas ao escape de águas contidas nas areias finas. A Pedra Furada se destaca no terreno arenoso que a circunda e que também resulta da consolidação de areias por hidróxido de ferro.

Em 1837, Wilhelm Ludwig von Eschwege (1777-1855), o barão de Eschwege, realizou a primeira descrição da Pedra Furada e escreveu "... é devida a vegetais que foram envolvidos nas dissoluções ferruginosas a roda delas mais que em outras partes, apodrecendo com o tempo o seu núcleo vegetal, tomando o seu lugar uma areia fina que se introduziu pelo orifício e apresentando-se por fim como como configuração de canudos debaixo de diferentes formas...".

Em "Comunicações dos Serviços Geológicos", de 1916, é possível ler que "a Pedra Furada é um exemplar geológico muito raro senão único e que deve, por isso mesmo, ser conservado à vista de todos os visitantes ilustrados". Havia já a preocupação de vandalismos e a orientação de "que nela procurem a explicação do modo como se formou". Em 1978, foi classificada como lapiás.

Desde 2003, esta rocha foi integrada ao Museu Nacional de História Natural de Portugal.

Durante a invasão espanhola de 1580, havia o medo de os setubalenses fossem abandonados pelos governantes portugueses. Para tranquilizar a população, um deles disse: "que os buracos da Pedra Furada aumentem se a gente vos deixar ficar sós". No entanto, os setubalenses foram abandonados e sucumbiram às tropas espanholas. Os buracos da Pedra Furada aparentemente não aumentaram desde então, mas há quem garanta que em sua gruta vive a Moura Encantada que, por vezes, aparece sob a forma de uma serpente.

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

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