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 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
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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)

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

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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mercado, política, energia alternativa, meio ambiente, geologia, mineralogia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, ciência espacial, asteroides, conhecimento e eventos.

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 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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Notícias em 10/11/2022

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Morro Dois Irmãos

Esta formação rochosa está localizada em Monte Santo de Minas, MG.

É um morro testemunho com topo plano e paredão vertical de rochas sedimentares com cores avermelhadas pertencentes à Formação Aquidauana. Ela registra eventos glaciais ocorridos no Carbonífero e no Permiano da Bacia do Paraná. É caracterizada por arenitos de granulação variável, lamitos e diamictitos, com abundância de material argiloso, de ambiente fluvial e lacustre, com cores típicas próximas ao vermelho do tijolo.

No Morro Dois Irmãos foi encontrada a seguinte seção colunar, de baixo para cima:

(i) 20 m de lamito marrom avermelhado, com laminação incipiente, com clastos dispersos e na base pequenas deformações locais.

(ii) cerca de 7 m de diamictito maciço com predominância de silte e presença de clastos com dimensões variáveis (alguns alcançando 40 cm).

(iii) cerca 3 m de arenito médio, de cor creme avermelhada, com matriz siltosa, clastos dispersos (quartzo e quartzito) e estratificação acanalada.

(iv) cerca de 17,5 m de arenito com clastos polimíticos dispersos, de cor creme avermelhada, sendo, (a) na base, arenito fino com feições de deformação, (b) na porção intermediária, uma porção encoberta de cerca de 5 m e, (c) no topo, arenito é médio a grosso, mal selecionado, com estratificação incipiente e intercalações de lamito;

(v) cerca de 4 m de arenito muito fino, de cor creme avermelhada, com matriz argilosa e estratificação plano paralela.

(vi) cerca de 20 m de arenito muito fino, de cor creme avermelhada, micáceo, com matriz argilosa e estratificação cruzada (sendo localmente maciço).

O nome da Formação Aquidauana vem do rio de mesmo nome que corre no MS e significa "rio estreito" no vocabulário dos indígenas da etnia Guaicuru.

(Crédito da imagem: Gisele Menegasse - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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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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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)

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Notícias em 20/10/2022

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Pavimento Tesselado

Uma ocorrência desta textura, semelhante a uma treliça, é encontrada junto à Baía Pirates, em Eaglehawk Neck, um istmo ligado à Península da Tasmânia, na Austrália. A área é recoberta por um padrão de pequenas piscinas de água salgada com formato aproximadamente retangular, que resultam de erosão diferencial.

Em geomorfologia, esta textura é conhecida como "pavimento em mosaico" ("tressellated pavement" em inglês). As depressões, "panelas" ("pans"), são formadas quando a água salgada desgasta as porções centrais das "treliça". É o que se vê em primeiro plano na imagem acima. O efeito contrário é conhecido como "pães" ("loafs"), quando o desgaste ocorre de forma mais intensa nas juntas da "treliça", dando a impressão de "pães crescidos". Este último efeito aparece na imagem acima mais ao fundo, à esquerda, na área mais próxima às ondas.

Este caso de pavimento em mosaico ocorre em rochas sedimentares da Formação Malbina, do Permiano. Ele podia ser visto desde que o nível do mar se estabilizou há pouco mais de 6.000 anos. Há indícios de que a superfície original erodida estava cerca de 1 m acima do nível médio do mar atual. O pavimento ocorre em intercalações de siltitos com arenitos subordinados.

Estresses locais fizeram com que estas rochas rachassem, formando junções em três direções principais, ENE, NNW e NNE. Elas se cruzam contribuindo para o aspecto da textura em mosaico. As juntas são mutuamente transversais sem deslocamentos, indicando que foram formadas simultaneamente.

Este mosaico de juntas tem seu aspecto de "treliça" exagerado devido à abrasão costeira intertidal, juntamente com a infiltração de sal e a expansão após a cristalização. O intemperismo à base de sal aumenta constantemente a porosidade do material e leva à perda de cimentos ou matrizes originais. A cristalização do sal ocorre principalmente nas juntas, no entanto, a água que se acumula nas porções mais distantes do oceano seca mais rapidamente e, assim, com a cristalização do sal mais intensa fora das juntas, surgem depressões causando o efeito "panela". Nas rochas mais próximas do oceano, ocorre o inverso e as juntas são aprofundadas, causando o efeito "pão crescido".

Independentemente de "panelas" ou "pães", em 1832, um posto militar foi montado para evitar fugas de prisioneiros da colônia prisional de Port Arthur, que fica após este istmo australiano. Cães de todos os tipos de raças, cores e formatos foram posicionados ao longo de Eaglehawk Neck para dar alerta sobre possíveis movimentações de presos. Em 1877, a colônia prisional fechou, mas a história ficou registrada através de um monumento em homenagem ao "mosaico" de cães de segurança em Eaglehawk Neck.

(Crédito da imagem: 3B's - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias em 19/10/2022

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Gruta da Lagoa Azul

Esta gruta, com suas águas cristalinas de cor azul-turquesa, está localizada aproximadamente a 44 km da sede do município de Chapada dos Guimarães, em MT. 

A gênese da Gruta da Lagoa Azul, assim como das cavernas próximas, Aroe Jari e Kiogo Bardo, é atribuída a características dos diamictitos da Formação Vila Maria e dos arenitos e conglomerados das formações Vila Maria inferior e Alto Garças superior. Os diamictitos, resistentes à erosão superficial, sustentam o relevo local e caracterizam o teto destas caverna. Os arenitos e conglomerados, sujeitos à erosão por piping, são encontrados nas paredes e nos pisos. O mecanismo de piping resulta da friabilidade elevada destas formações devido a um fraturamento regional e das posições mais basais destas rochas na Bacia do Paraná.

Na região, a Formação Alto Garças grada da base para o topo, de conglomerados maciços até arenitos, também maciços ou com laminação plano-paralela. Esta formação, que apresenta icnofóssil Skolithos linearis, ocorre em inconformidade sobre o embasamento, representado por filitos do Grupo Cuiabá, e em discordância sob conglomerados da Formação Vila Maria. 

A Formação Vila Maria é constituída de uma sucessão de:

(i) conglomerados com estratificação cruzada; (ii) conglomerados e arenitos intercalados em camadas tabulares e arenitos com Arthrophycus alleghaniensis; (iii) folhelhos com Chondrites isp. e Teichichnus isp., arenitos com laminação cruzada cavalgante e diamictitos; e (iv) arenitos em camadas tabulares, com estratificação cruzada ou laminação cruzada ondulada, arenitos e folhelhos intercalados, arenitos com Arthrophycus alleghaniensis e Palaeophycus isp. e arenitos com Skolithos linearis.

A Gruta da Lagoa Azul, assim como as demais cavernas da região, no Geoparque Chapada dos Guimarães, apresentam controle estrutural destacado pelo diaclasamento visível, sobretudo no teto, e também controle litológico decorrente do contato entre litologias distintas. Diaclases próximas das laterais da Gruta da Lagoa Azul dão a ela uma forma aproximadamente retangular. Esta gruta tem mais de uma entrada e possui um conduto lateral por onde a água escoa.

(Crédito da imagem: Maíra Arantes Leite Wick - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias em 14/10/2022

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Parque Estadual Red Rock Canyon

Este parque, com 109 km², está localizado no condado de Kern, ao norte do deserto de Mojave, na área das montanhas de El Paso, na Califórnia, EUA.

Há cerca de 10 milhões de anos, sedimentos da Cordilheira de El Paso e da Sierra Nevada foram transportados por rios até a Bacia de El Paso. Após, fluxos de lava fluiriam também para lá, juntamente com cinzas transportadas por córregos e ventos. Estes depósitos produziram os topos mais resistentes da topografia local. Desta forma, depósitos alternados de sedimentos fluviais e material vulcânico encheram a Bacia de El Paso. Então, a Falha de El Paso elevou a região, expondo-a à erosão da água e do vento e, como consequência, as falésias foram moldadas.

Fazendo parte desta história e encontrada na maior parte do parque, a Formação Dove Spring, do Mioceno, é uma sucessão de 1.800 m de espessura de rochas fluviais, lacustres e vulcânicas, com uma sequência quase contínua de fósseis de vertebrados e plantas. Esta formação pode ser subdividida em cinco litofácies:

(i) depósitos lacustres de granulação fina de argila, silte, cinza vulcânica retrabalhada, calcário de água doce e sílex resistente em camadas;

(ii) depósitos fluviais de arenitos de canal e conglomerados de canal com cor avermelhada (que dão origem ao nome "Red Rock"), formando falésias;

(iii) lamitos de margem e planície de inundação;

(iv) depósitos de leques aluviais mal selecionados; e

(v) depósitos de paleossolos, caliches e depósitos silicificados (silcretes) resistentes.

Os primeiros habitantes do Red Rock Canyon foram indígenas que provavelmente chegaram lá por volta de 11000 aC. Desde então, a área tem sido povoada por várias civilizações e grupos culturais, incluindo os Paiutes do Sul, que deixaram para trás muitos vestígios, como petróglifos, fragmentos de cerâmica e covas de agave.  A área atualmente está desabitada, a menos que sejam contados os diversos caminhantes, campistas e exploradores que passam por lá todos os anos.

(Crédito da imagem: John Fowler - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 12/10/2022

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Lomba dos Pianos

A Lomba dos Pianos está localizada no concelho de Sintra, distrito de Lisboa, em Portugal, no Parque Natural de Sintra-Cascais. Esta rocha foi explorada pela antiga pedreira Lomba dos Pianos (ou Samarra), localizada em um planalto próximo à Praia de Samarra, junto aos limites entre as freguesias de São João das Lampas e Terrugem.

A Lomba dos Pianos consiste em uma soleira sub-horizontal de traquibasalto melanocrático microganular do Cretáceo Superior. Inserida nas falésias costeiras de Sintra, ela se estende por cerca de 3 km, com 20 m de espessura máxima. Está disposta de forma concordante entre camadas de calcários e margas do Cretáceo (Albiano – Cenomaniano médio), que são metamorfizadas por ela. Apresenta disjunção esferoidal e prismática que dão origem ao seu nome devido à semelhança com um órgão de tubos. 

Faz parte do Complexo Vulcânico de Lisboa, que ocorre entre Lisboa e Mafra e apresenta derrames basálticos acompanhados principalmente por tufos, piroclastos e brechas vulcânicas. Este complexo surgiu há cerca de 72 milhões de anos, formando chaminés, derrames e soleiras.

Quanto à fauna, região da Lomba dos Pianos permite a ocorrência de nidificação ripícola, incluindo aves como falcão peregrino, bufo-real e águia de bonneli, além de corvo-marinho-de-crista e melro-azul. Para a flora, a situação é complicada, já que o local sofre muito com o vento e o substrato dificulta a adaptação de muitas plantas. Apesar disto, na área abandonada da pedreira são encontrados chorão-das-praias e cana-do-reino.

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

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Notícias de 24 a 26/09/2022

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Falésia Fóssil da Costa da Caparica

Esta falésia está localizada nos concelhos de Almada (nas freguesias de Caparica, Charneca da Caparica e Costa da Caparica) e de Sesimbra (na freguesia do Castelo), em Portugal. É o elemento natural mais característico desta região e se estende por 13 km em uma área de 1551,55 ha, na faixa do litoral, entre a Costa da Caparica e a Lagoa de Albufeira.

Insere-se na unidade morfoestrutural da Bacia Sedimentar do Tejo e Sado, sendo constituída por arenitos e argilitos de variadas cores, mas com predomínio de tonalidade ocre. Tem idade de até 15 milhões de anos, sendo de origem flúvio-marinha. Sua história começa no início do Terciário, quando uma depressão tectônica foi progressivamente preenchida por sedimentos que formaram estratos sub-horizontais com conteúdo fossilífero (gastrópodes, lamelibrânquios e peixes tropicais do Mioceno, indicativos de mares ou correntes quentes), em períodos de sucessivas e alternadas transgressões e regressões marinhas. No local, são encontradas rochas do Mioceno médio (Serravaliano) ao Holoceno, incluindo (da base para o topo):

1. Argilitos da Formação Xabregas, do Mioceno médio (Serravaliano);

2. Calcários e arenitos indiferenciados das formações Marvila e Grés de Grilos, do Mioceno médio ao Mioceno superior (Serravaliano a Tortoniano inferior);

3. Arenitos, calcários e argilitos intercalados de Areolas de Braço de Prata, Areolas de Cabo Ruivo e Depósitos de Ribeira da Lage, do Mioceno superior (Tortoniano);

4. Arenitos da Formação de Santa Marta, do Plioceno;

5. Conglomerados de Belverde, do Pleistoceno; e

6. Dunas antigas e areias eólicas indiferenciadas e outros depósitos do Holoceno.

Esta falésia é dita fóssil porque há muitos milhares de anos se encontra inerte em relação a ação erosiva marinha. Ela testemunha uma época em que a linha de costa estava posicionada mais no interior do continente, embora ela seja encontrada também em locais (como o da imagem acima) mais próximos do mar. Desde 1984 é designada Paisagem Protegia da Arriba Fóssil da Costa da Caparica.

Possui locais favoráveis para alimentação, reprodução e repouso de aves de rapina, como a águia-de-asa-redonda, o peneireiro-comum, o mocho-galego e a coruja-do-mato. A fauna se completa com outros animais, como rato do campo, coelho, perdiz e pintassilgo.

Está associada à Reserva Botânica da Mata Nacional dos Medos, também conhecida por Pinhal do Rei, que tem vegetação semeada por ordem do rei Dom João V (1689-1750) com o objetivo de impedir a progressão das dunas para o interior.

A origem do nome "caparica" tem várias versões. A versão etimológica mais aceita é a de origem no latim "cappar", que deriva do grego "kapparis" e que significa "alcaparra". A versão popular associa este nome a uma lenda local envolvendo uma menina (ou uma senhora idosa) que usava uma "capa rica".

(Crédido da imagem: Zito Colaço - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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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 13/09/2022

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O Pavimento de Soudan
Este afloramento é encontrado no Parque Estadual de Soudan, no extremo nordeste de Minnesota, EUA. Neste parque, que tem mais de 16 km², encontram-se a Mina de Soudan, uma mina subterrânea de ferro histórica, e o Lago Vermilion, o quinto maior lago de Minnesota com seu entorno habitado por humanos desde o ano 7000 aC.

A rocha do afloramento da imagem acima faz parte da Formação Ferrífera Soudan (FFS), depositada em ambiente de águas profundas, associada a vários tipos de rochas vulcânicas de arco insular. É classificada como Formação Ferrífera Bandada (Banded Iron Formation - BIF) do tipo Algoma e de idade neoarqueana. A FFS faz parte do Greenstone Ely, uma sequência de rochas vulcânicas com sedimentos derivados delas, datada de cerca de 2,69 bilhões de anos. Estas rochas fazem parte da unidade mais antiga do Cinturação de Geenstone Vermilion.

As rochas do Greenstone Ely, logo após terem sido formadas, envolveram-se em várias fases orogênicas. Neste processo, água em elevada temperatura circulou, dissolveu o sílex e o jaspe que encontrou e deixou porções relativamente puras de hematita na FFS na forma de boudins. Estas rochas, além de falhadas, foram complexamente dobradas em duas fases: durante eventos de deformação dos sedimentos e, subsequentemente, por dobramentos estruturais em material litificado. As BIFs da FFS provavelmente são produto de interações hidrotermais entre a água do mar rica em ferro e sistemas hidrotermais vulcânicos. As litologias ricas em ferro encontradas na FFS incluem especularita, jaspilita e magnetita.

A Mina de Soudan foi lavrada em minério de ferro de alto teor constituído por camadas finas alternadas de hematita especular, sílex branco e jaspe vermelho, tendo grande parte deste material idade superior a 1,8 bilhão de anos. A mineração de ferro iniciou a céu aberto em 1882. Em 1991, foi preciso adotar mineração subterrânea principalmente por questões de segurança. Em 1962, a exploração foi interrompida nesta mina que é uma das mais profundas e extensas dos EUA, alcançando a profundidade de 713 m e somando mais de 80 km de galerias.

Tudo começou quando, por volta de 1850, um dos afloramentos, localizado no morro atrás da mina principal, atraiu a atenção dos exploradores para o minério de Soudan. Ele recebeu o nome de "pavement" ("pavimento") devido à sua exposição plana (imagem acima) onde é possível caminhar tranquilamente. Um geólogo fica perdido por horas rastejando dobre ele, surpreendendo-se com cada um dos detalhes que não se esgotam. O "pavement" sofreu erosão por ação glacial, tendo sido aplainado e estriado. As porções claras são constituídas por chert, as avermelhadas por jaspe e as cinza-prateadas por magnetita-chert.

Hoje, a Mina de Soudan está aberta ao público para passeios no subsolo. Até 2016, o local foi utilizado como laboratório de física operado pela Universidade de Minnesota. Continha instrumentos de alta sensibilidade, particularmente para detecção de neutrinos. A mina profunda e as rochas densas circundantes forneceram uma espécie de escudo contra fontes de fundo, como radiação solar e raios cósmicos que facilmente abafam o sinal das interações de neutrinos. O laboratório subterrâneo ainda é usado para experimentos de biologia.

(Crédito da imagem: Callan Bentley / American Geophysical Union - fonte1 - fonte2 - fonte3)

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Notícias de 10 a 12/09/2022

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Caverna de Woolshed
Esta caverna está localizada na costa oeste da Península de Eyre, no sul da Austrália, nas proximidades da cidade de Talia. Ela faz parte do conjunto conhecido como Cavernas de Talia, que pertencem ao sistema terrestre de Newlands. A Península de Eyre faz parte do Cráton Gawler e é o lar de algumas das rochas mais antigas da Austrália, com idades de cerca de 2,44 bilhões de anos. Na região, ao longo do sopé da costa, granitos resistentes do embasamento mantêm promontórios robustos e amplos terraços. Eles funcionam como uma primeira defesa contra a erosão marinha, protegendo as camadas muito mais jovens acima. Na costa norte da Praia da Talia, uma segunda defesa é realizada por um arenito resistente de granulação grosseira, pertencente às Blue Range Beds, com estratificação cruzada e camadas finas ocasionais de siltito. Tem aproximadamente 1,55 bilhão de anos (Mesoproterozóico). Este arenito é recoberto por caliche (também descrito como calcrete ou eolianito – no Brasil, os eolianitos ocorrem ao longo de quase toda a costa noroeste do CE, sendo formados por pacotes de rocha sedimentar arenosa, quartzo-bioclástica, com cimento de carbonato de cálcio). O caliche australiano pertence à Formação Bridgewater e tem menos de 2 milhões de anos. A erosão diferencial está desnudando e rebaixando este caliche, que é mais macio, produzindo rampas de arenito resistente suavemente mergulhantes esculpidas por processos costeiros. Simultaneamente, acontece a formação de cavernas como a Caverna de Woolshed, cujo teto ainda é sustentado por caliche. A erosão ao longo de linhas de fraqueza no arenito subjacente e o rebaixamento do caliche, além de cavernas e falésias, desenvolveram espiráculos, fendas, pequenas baías crenuladas e promontórios. As falésias costeiras tem uma altura de cerca de 10 m acima de plataformas costeiras de arenitos com declives de 10 a 15 graus. À Caverna de Woolshed (imagem acima) não se tem acesso durante a maré alta, estando ela e as outras Cavernas de Talia em ambiente geomórfico de alta energia. Para compor o ambiente, há aves abundantes, predominando papagaios de New Holland e de Port Lincoln. À beira-mar, o predomínio é de tarambolas e ostraceiros. Também há águias marinhas de barriga branca que aparecem raramente e longe da vista. A Península Eyre tem uma história que se pode resumir através de mares selvagens, naufrágios e frutos do mar.

(Crédito da imagem: Josie Kelsh - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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