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 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 28/11/2022

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Ilha das Pedras Brancas

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

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

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

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

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

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

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

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

Notícias em 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)

Assuntos do dia
petróleo, produção, mercado, política, energia alternativa, meio ambiente, geologia, mineralogia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, eventos e outros.

Notícias em 07/11/2022

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Unicorn Point

Unicorn Point está localizado na parte sul da Ilha Antelope, a maior ilha do Lago Great Salt de Utah, nos EUA.

Este, que é o maior lago de água salgada do Hemisfério Ocidental, é remanescente do grande e antigo Lago Bonneville que, entre 10 mil e 30 mil anos atrás, cobria uma área de cerca de 51 mil km², abrangendo parte dos atuais estados de Utah, Nevada e Idaho. Atualmente, o Lago Great Salt tem 120 km de comprimento, 56 km de largura e profundidade máxima de 10 m.

Dois terços da Ilha Antelope são compostos de rochas do Complexo Cânion Farmington. São rochas, que originalmente eram sedimentares formadas há 2,5 bilhões de anos ou mais. Estas rochas, outrora enterradas na profundeza da Terra, há cerca de 1,7 bilhão de anos foram aquecidas a temperaturas extremas, deformadas, intrudidas, soerguidas e expostas como granitos, gnaisses, xistos, quartzitos, migmatitos, anfibolitos e pegmatitos.

As rochas de Unicorn Point estão entre elas. São gnaisses com quartzo e feldspato, que se distinguem por suas bandas resultantes de processos metamórficos. São desgastadas pela erosão e mostram formas como a da imagem acima, às vezes arredondadas e outras vezes ásperas e afiadas..

As formações geológicas da Ilha Antelope são preservadas através do Parque Estadual de Utah criado em 1981.

Os povos Fremont foram os primeiros a viverem neste ilha, que mais tarde recebeu indígenas da tribo Ute. Eles chamavam a ilha de "Parebina" (que significa "criadouro de antílopes"). A partir de 1843, com a chegada dos primeiros exploradores, o nome atual foi adotado.

Uma das muitas lendas da região conta que os primeiros exploradores pensaram que o Lago Great Salt, com seu elevado teor de sal (12% em média, entre os 5% dos oceanos e os 35% do Mar Morto), era uma extensão do Oceano Pacífico ou que havia um rio ligando o lago ao oceano.

Atualmente na Ilha Antelope, há abundante vida selvagem, incluindo bisões, antílopes, veados, linces, coiotes e alces. Os pântanos do Lago Great Salt abrigam grande número de aves migratórias. Peixes vivem nos pântanos e em enseadas de água doce, mas nenhum sobrevive nas águas salgadas do lago.

(Crédito da imagem: Antelope Island State Park - fonte1 - fonte2 - fonte3)

Assuntos do dia
projeto, petróleo, produção, mercado, gestão pública, infraestrutura, água, energia alternativa, meio ambiente, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, ciência espacial, conhecimento, eventos e outros.

Notícias em 03/11/2022

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Swartberg Mountains

Estas montanhas (cujo nome significa "Montanha Negra" em africâner) têm direção aproximadamente E-W e se situam entre os semiáridos Little Karoo (ao sul) e Great Karoo (ao norte), em Western Cape, na África do Sul. Elas formam duas cordilheiras divididas pelo Rio Gouritz:

(i) as Grandes Montanhas Swartberg (a leste), com trecho ao sul de Oudtshoorn apresentado na imagem acima, e

(ii) as Pequenas Montanhas Swartberg (a oeste), que ironicamente são as mais altas e nelas se destaca o pico Seweweekspoortpiek ("Pico do Desfiladeiro de Sete Semanas" em africâner) com 2.325 m de altitude.

As montanhas Swartberg fazem parte da cordilheira do Cabo e são constituídas principalmente por rochas do grupo Table Mountain e, em menor grau, pelos grupos Bokkeveld e Cango.

Há cerca de 330 milhões de anos, quando foi formado o supercontinente Pangea, uma zona de subducção ao sul fez com que as rochas do Supergrupo do Cabo sofressem soerguimento e compressão. Houve deformação e dobramentos das camadas anteriormente horizontais e surgiu uma cadeia montanhosa de até 7 mil m de altura. Então, o peso do acúmulo dessas rochas causou subsidência e uma grande bacia se formou ao norte. Entre o Carbonífero Superior e o Jurássico Inferior, esta bacia foi preenchida com sedimentos parcialmente derivados das rochas do Supergrupo do Cabo. Foram depositados até 10.000 m de arenitos e folhelhos em vale de rifte em margem continental. Estes sedimentos repousaram em inconformidade no topo de arenitos, siltitos e lamitos espessos do embasamento pré-cambriano.

As mais antigas destas rochas são encontradas principalmente nas proximidades da Cidade do Cabo e no extremo oeste do Western Cape, mas também afloram no sopé das Montanhas Swartberg. Elas pertencem ao Grupo Cango e incluem calcários, turbiditos e conglomerados. 

Há várias passagens por estas montanhas e nelas podem ser observadas dobras e outras características de rochas do Paleozoico. A Passagem Swartberg, com 27 km de comprimento não asfaltados, é a mais famosa. Ela serpenteia a montanha e foi construía de 1881 a 1888 pelo engenheiro e construtor de estradas Thomas Charles Bain (1830-1993). Esta passagem percorre o lado sul das Montanhas Swartberg, predominantemente composto por quartzitos maciços do Grupo Table Mountain inferior (as rochas mais antigas do Supergrupo do Cabo), que se elevam quase verticalmente a mais de 1.000 m do fundo do vale. Em seguida, a estrada desce por fendas e dobras de rochas sedimentares mais jovens.

As montanhas Swartberg possuem o sistema de cavernas mais famoso da África do Sul, localizado ao norte de Oudtshoorn. Grande parte dele constitui Patrimônio Mundial da Unesco.

Esta é uma área de extremos climáticos, com invernos muito frios, muitas vezes com neve nas montanhas e temperaturas bem abaixo de zero, enquanto os verões podem ser desconfortavelmente quentes com temperaturas que chegam a 40°C ou mais.

A Reserva Natural de Swartberg, declarada Patrimônio da Humanidade, tem uma área de conservação de cerca de 180.000 ha e é fundamental para as bacias hidrográficas da região.

Nas Montanhas Swartberg, encontra-se o Pico Bewitch (com 2.189 m de altitude) na cidade de Klein Karoo, no condado de Ladismith. Ele se eleva acima das crenças geológicas, pois diz a lenda que ele foi fendido por um relâmpago produzido por feitiçaria.

(Crédito da Imagem: José Leonardo Andriotti - fonte1 - fonte2)

Assuntos do dia
produção, mercado, energia alternativa, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial e outros.

Notícias em 01/11/2022

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Mosteiro Taktsang

O Mosteiro Taktsang (Taktshang, Ta-tshang ou Taksing, cujo significado é o mesmo: "Ninho do Tigre") está localizado acima do Vale de Paro, no Butão, na parte mais oriental da Cordilheira do Himalaia.

A orogênese do Himalaia teve início há cerca de 50 milhões de anos devido à colisão entre as placas tectônicas Indiana e Asiática e está sob compressão desde então. Como resultado, temos os maiores picos montanhosos do mundo. Nesta cordilheira é encontrada a Grande Sequência do Himalaia, que representa seu núcleo metamórfico.

No Butão, a característica geológica dominante são os picos desta cordilheira. Alguns alcançam até 7.000 metros e diversos ultrapassam os 6.000 metros. Também há a montanha não escalada mais alta do mundo, Gangkhar Puensum, com 7.570 m. Desde 1991, todos os picos do Butão acima de 6.000 m de altitude tiveram escalada proibida em respeito às muitas comunidades históricas do país. Elas consideram que suas montanhas têm alta importância espiritual.

Alta importância espiritual tem também o Mosteiro Taktsang. É um dos locais de peregrinação mais venerados do Himalaia. Desde o século VIII, ele se agarra a um penhasco de gnaisses, elevado a mais de 800 m acima do Vale de Paro, a uma altitude de cerca de 3.000 m. Alcançar o Ninho do Tigre exige uma subida de duas a três horas desde o fundo do vale em uma trilha íngreme e em ziguezagues cada vez mais verticais. Corrimãos foram colocados apenas recentemente. Continuando esta trilha com gnaisses de alto grau de metamorfismo da Grande Sequência do Himalaia, chega-se ao Pico Jomolhari.

Na década de 1960, o mosteiro foi renovado e acréscimos foram feitos nas décadas de 1860 e 1980. Em 1998, um incêndio o destruiu totalmente, principalmente devido à dificuldade de acesso para o combate às chamas. A estrutura atual que existe foi meticulosamente reconstruída em 2005 por ordem do 4º Rei do Butão, Sua Majestade Jigme Singye Wangchuck. Durante o incêndio em 1998 e em outro em 1951, a estátua de bronze falante de Guru Sungjonma foi o único item que milagrosamente sobreviveu ileso.

Taktsang tem arquitetura tradicional budista, com prédios com paredes caiadas de branco e telhados dourados. É constituído por quatro templos principais interligados por escadas com degraus esculpidos na rocha. O interior do templo tem cúpula folheada a ouro e luzes iluminam os ídolos dourados. No Salão dos Mil Budas, esculpido na rocha, há uma grande estátua de um tigre, que é respeitada como símbolo do mosteiro por causa da lenda, segundo a qual a localização do Mosteiro foi escolhida por uma tigresa.

Contam que esta tigresa trouxe nas costas o fundador do budismo do Butão, Padmasmabhava (cujo nome significa "aquele que surgiu em um lótus"), também conhecido como Guru Rinpoche. Suspeitam que a tigresa havia sido sua concubina tibetana. Padmasmabhava chegou a Paro no século VIII com o objetivo de trazer o budismo para o Butão.

Antes, ele meditou por três anos, três meses, três semanas, três dias e três horas e Taktsang seria um dos 13 mosteiros (ou "tocas de tigres") onde Padmasambhava meditou. Após esta meditação, ele subjugou os demônios locais e começou a conversão dos butaneses ao budismo. Historicamente, o Guru Rinpoche foi um brâmane da realeza que disseminou o budismo tântrico pelo Butão e pelo Tibete nos anos 700. Ele é considerado nestas regiões tão sagrado quanto o próprio Buda.

(Crédito da imagem: Douglas J. McLaughlin - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5 - fonte6 - fonte7)

Assuntos do dia
mineração, petróleo, produção, mercado, gestão pública, energia alternativa, meio ambiente, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, tecnologia, asteroides, ensino, eventos e outros.

Notícias em 31/10/2022

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Cerro do Itaquatiá

Este cerro está localizado no distrito de Xiniquá, em São Pedro do Sul, na região central do RS.

O Cerro do Itaquatiá é um morro testemunho de topo plano com aproximados 204 m de altitude e 40 m de altura. 

Na sua base são encontrados arenitos da Formação Caturrita, pertencente ao intervalo superior do Grupo Rosário do Sul. São arenitos finos, médios e grossos a conglomerados, róseos a alaranjados, com estratificação cruzada de médio a grande porte. Originaram-se em ambiente continental, associados a canais fluviais e corpos lacustres. Estas rochas foram atribuídas ao Triássico Superior, embora assembleias de tetrápodes indiquem Jurássico inferior (Carniana-Noriana ou Rhaetiano). O tectonismo recentemente melhor compreendido indica a necessidade de trabalhos geológicos e paleontológicos mais detalhados para determinar a posição e a correlação destas rochas.

A porção intermediária do Cerro do Itaquatiá é constituída pelos arenitos de ambiente continental desértico da Formação Botucatu, da segunda metade do Jurássico. São arenitos finos a grossos, de coloração avermelhada, com estratificações cruzadas de grande porte visíveis nas escarpas do cerro. O nome "Itaquatiá" significa em tupi-guarani "pedra pintada", provavelmente devido às feições deste arenito. No entanto, alguns dizem, embora os geólogos não confirmem, que as estruturas deste arenito seriam nada mais do que rabiscos deixados pelos nossos antepassados, que viviam da caça e da pesca.

No topo do Cerro do Itaquatiá, observa-se uma delgada camada de rocha basáltica da Formação Serra Geral, do Cretáceo, que serve de proteção contra a erosão, fazendo com que seja mantida a forma do cerro. Esta formação é composta por derrames basálticos, granulares finos a médios, maciços de cor cinza escuro.

A região apresenta uma flora peculiar. Parte de sua vegetação consiste de elementos xerófilos, estabelecidos durante o Quaternário. Há uma relação entre as características fitogeográficas e geomorfológicas, associando a geoforma com a cobertura vegetal e favorecendo o surgimento de endemismo. No Cerro do Itaquatiá foram encontradas sete espécies endêmicas e, em 2021, foi descrita uma nova espécie de planta gaúcha endêmica, a Rhamnidium riograndense.

Além de tudo isto, este cerro também é local de escaladas e rapel, que apresentam algum grau de dificuldade devido à fragilidade do arenito da Formação Botucatu.

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

Assuntos do dia
mineração, petróleo, produção, mercado, justiça, água, energia alternativa, meio ambiente, geologia, paleontologia, terremotos, vulcanismo, arqueologia, tecnologia, ciência espacial e eventos.

Notícias em 27/10/2022

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Bow Fiddle Rock

Bow Fiddle Rock, com cerca de 15 m de altura, constitui um arco natural marinho localizado a nordeste da Vila de Portknockie, na costa de Moray, no nordeste da Escócia. É assim chamado ("Rocha Arco de Violino") por causa de sua semelhança com a ponta do arco deste instrumento musical.

Por volta de 500 milhões de anos atrás, a região da Escócia atual ficava próxima à borda do supercontinente Laurentia e a colisão com o Avalonia produziu a Orogenia Caledoniana. Nesta orogenia, os sedimentos originais foram dobrados, achatados, esticados, fraturados, aquecidos e metamorfizados, produzindo xistos, gnaisses, mármores e quartzitos.

A geologia de Moray está associada à Orogenia Caledoniana, com eventos de dobramentos, metamorfismo e soerguimento das Montanhas Grampian. Em Moray, estes eventos afetaram a Formação Cullen, que faz parte do Grupo Grampiano, que por sua vez pertence ao Supergrupo Dalradiano. 

Os quartzitos da Formação Cullen, com cerca de 2.500 metros de espessura, compõem o litoral desde a Vila de Buckpool (no extremo oeste da cidade de Buckie) até Logie Head, o principal promontório a leste da antiga Vila de Cullen. Eles fazem parte do cinturão de dobras Caledoniano, que se estende por toda a Escócia (incluindo Shetland) e a Noruega.

Originados de arenitos depositados em ambiente marinho há cerca de 750 milhões de anos, estes quartzitos foram soerguidos e erodidos por ação marinha e eólica. O resultado pode ser visto, por exemplo, em Bow Fiddle Rock. Neste arco natural, faixas menos resistentes constituídas por mica xisto foram removidas para que fossem modeladas as feições atuais.

Bow Fiddle Rock e as rochas das proximidades acabaram ganhando uma coloração esbranquiçada em certos pontos devido aos excrementos de gaivotas que ao longo dos anos têm nidificado na região. Dizem que, antigamente, havia um ritual em que os nativos mais jovens, na passagem da primavera, iam até estas rochas para procurar ovos destas aves.

(Crédito da imagem: Giuseppe Milo - 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 21/10/2022

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Os Penhascos de Grímsey

Grímsey, com 5,3 km², é uma ilha ao norte da Islândia, batizada de "Pérola do Círculo Polar Ártico". Nela, no verão, os dias de sol nunca terminam e a temperatura é amena para a região, variando de -1,1 a 8,3°C. É habitada por cerca de 100 pessoas, que vivem da pesca, e por mais de um milhão de aves marinhas.

Esta ilha foi criada por atividade vulcânica durante a separação das placas tectônicas da América do Norte e da Eurásia. A própria Islândia está localizada no topo da Dorsal do Atlântico Norte. Ao sul de Grímsey, fica a dorsal de Reykjanes e, ao norte, a dorsal de Kolbeinsey. Entre estes locais há várias zonas vulcânicas e sísmicas, com áreas geotérmicas ativas. O fundo do oceano ao redor de Grímsey está cheio de fraturas, estando as placas tectônicas da América do Norte e da Eurásia flutuando em direções opostas, liberando energia através de todos os tipos de movimentos. Em 2018, foi sentido um enxame de sismos com epicentros a nordeste de Grímsey. Em setembro o de 2022, mais de 6.000 terremotos foram registrados, alcançando até 4,2 graus de magnitude. No entanto não há sinais de alguma erupção vulcânica prestes a ser iniciada.

A estrutura da ilha é constituída por basalto, por vezes colunar principalmente no sul e no oeste. Na enseada Basavik, no noroeste, ocorrem estratos espessos de arenitos. Grimsey é o que resta de uma ilha maior, que foi e continua sendo desgastada pelo mar.

As falésias estão presentes ao longo da costa de Grímsey, exceto na parte sul. Elas abrigam milhares de pássaros, como araus e papagaios-do-mar. Pelo menos 60 espécies de aves se reproduzem por ali ou ficam para o verão. As baleias fazem visitas frequentes e podem ser vistas das falésias. O ponto mais elevado da ilha tem 105 m de altitude. Ursos polares também são assíduos visitantes, trazidos pelos fluxos de gelo à deriva desde a Groenlândia. 

Mesmo sem árvores, a superfície da ilha é verde, devido às gramíneas, aos musgos e aos pântanos.

Contam que esta ilha foi colonizada por um fazendeiro chamado Grímur, oriundo da Noruega. Diz a lenda que, quando o fazendeiro chegou, a ilha era povoada por gigantes e trolls. Todos foram abatidos por Grímur, menos a filha de um deles, que se tornou sua noiva. Hoje é um destino turístico, onde os visitantes recebem um certificado por terem atravessado o Círculo Polar Ártico.

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

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Notícias em 18/10/2022

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O Mosteiro Suspenso

Este mosteiro, também conhecido como Xuan Kong Si (ou 悬空寺) se prende à face rochosa do Monte Heng, nas proximidades do Vale Jinlong, 5 km ao sul do condado de Hunyuan, na província de Shanxi, na China. 

O Monte Heng (ou Hengshan) faz parte do cinturão Hengshan-Wutai-Fuping, situado no segmento médio do Orógeno Trans-Norte da China. Este cinturão está associado a colisões continentais do Paleoproterozoico e, ao longo dele, os blocos Oriental e Ocidental se fundiram para formar o Cráton do Norte da China. Hengshan, que é uma das cinco "Montanhas Sagradas" da China, é constituído por gnaisses pertencentes à raiz de um arco magmático do Neoarqueano-Paleoproterozoico.

Xuan Kong Si consiste de um aglomerado de pagodes com paredes vermelhas e azulejos cinzas. Eles se prendem através de vigas de madeira encaixadas em buracos esculpidos na rocha. Estão lá a 75 m de altura já por 15 séculos. Os pagodes estão dispostos no penhasco em uma linha do sul para o norte, com mais de quarenta salões, salas e pavilhões subdivididos em três grupos. No primeiro grupo, mais à esquerda de quem olha, o prédio principal, denominado Sanguan, é destinado à oferendas de sacrifícios ao Taoísmo. O prédio principal, no grupo central, é o Sansheng, que consagra estátuas de Buda sentadas ladeadas por discípulos submissos. No último grupo, o mais elevado, o Sanjiao guarda estátuas de Confúcio, Laozi e Sakyamuni, fundadores respectivamente do Confucionismo, do Taoísmo e do Budismo. No mosteiro são encontrados todo tipo de inscrições, poemas e outras 78 estátuas das três doutrinas filosóficas ou espirituais citadas, feitas em cobre, ferro, barro e pedra, consideradas valiosos artesanatos culturais.

Conta uma lenda local que a construção de Xuan Kong Si começou com um único monge, chamado Liao Ran, no final da Dinastia Wei do Norte, por volta do século VI. Com o passar do tempo, ele foi recebendo ajuda de construtores taoístas. O objetivo foi construir um santuário onde os praticantes pudessem meditar em silêncio longe de todos. Ninguém imaginava que Xuan Kong Si se transformaria em uma atração turística muito frequentada.

(Crédito das imagens: Charlie Fong (superior) e Zhangzhuang (inferior) - 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 11/10/2022

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Fiorde Saglek

Este fiorde está localizado na costa leste da Península de Labrador, no Canadá, na Reserva do Parque Nacional das Montanhas Torngat, na Província de Nain. A imagem acima mostra uma região próxima à foz do fiorde. Saglek tem 45 m de comprimento, 3,2 m de largura e fica 230 km ao norte da cidade de Nain.

Poucas regiões da Terra podem reivindicar rochas tão antigas quanto às das Montanhas Torngat. O gnaisse Nanok na Baía de Saglek foi datado em 3,9 bilhões de anos.

A Província de Nain consiste em gnaisses arqueanos que se estendem por 500 km ao longo da costa leste de Labrador, de Makkovik ao Fiorde Nachvak, passando pelo Fiorde Saglek. Constitui a margem ocidental do Cráton do Atlântico Norte. Ao norte e oeste, esta província foi retrabalhada a cerca 1,8 bilhões de anos pela Orogenia Torngat, que a subdividiu nos blocos Hopedale, ao sul da cidade de Nain, e Saglek, ao norte daquela cidade.

O Bloco Saglek é subdividido na Baía de Saglek em dois segmentos pela Falha Handy de tendência N-S, que separa rochas de diferentes níveis crustais. Em sua parte ocidental ocorrem rochas de fácies granulíticas, enquanto a parte leste revela uma transição de fácies anfibolito no norte para fácies granulito no sul. O Bloco Saglek contém um complexo gnáissico arqueano fortemente deformado, constituído predominantemente por gnaisses quartzo-feldspáticos, que se justapõem tectonicamente e se intercalam com rochas supracrustais.

As Montanhas Torngat têm sido o lar dos indígenas Inuit e seus antecessores por milhares de anos. Há centenas de sítios arqueológicos no parque, alguns com quase 7.000 anos. Muitas espécies boreais, como ursos negros e raposas vermelhas, também habitam aquele Parque Nacional.

(Crédito da imagem: Paul Gierszewski - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 07/10/2022

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Serra da Bodoquena

Situada no sudoeste do MS, esta serra, estendendo-se por 200 km na direção norte-sul e elevando-se até 800 metros de altitude, faz parte do Parque Nacional da Serra da Bodoquena, criado em 2000 com 76.481 ha.

Constituída por rochas do Grupo Corumbá, a Serra da Bodoquena, juntamente com outras unidades de relevos residuais da região, representa uma interposição com terrenos antigos entre a Bacia do Paraná e os Pantanais.

Entre 580 milhões e 540 milhões de anos atrás, as rochas do Grupo Corumbá se originaram da sedimentação de carbonato de cálcio produzida pela proliferação de formas primitivas de vida em oceanos resultantes das divisões do supercontinente Rodínia. Entre 530 milhões e 520 milhões de anos atrás, aqueles depósitos carbonáticos foram dobrados no fundo oceânico devido à aproximação das massas continentais. Uma elevada cadeia de montanhas, então, foi soerguida e exposta a processos erosivos, produzindo relevos residuais como a Serra da Bodoquena, no MS, e a Província Serrana, no MT.

O Grupo Corumbá é subdividido, de baixo para cima, nas formações Puga, Cerradinho, Bocaina e Tamengo. Esta última é formada por calcários calcíticos, por vezes brechados, com níveis oolíticos e abundante conteúdo fossilífero, além de intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos. A Formação Bocaina possui calcários dolomíticos e calcíticos, por vezes silicificados com níveis oolíticos, intraclastos e raras estruturas estromatolíticas. A Formação Cerradinho é constituído por folhelhos, siltitos, arenitos, arcóseos, calcários, margas e dolomitos. E a Formação Puga apresenta paraconglomerados petromíticos com matriz argilo-sílticoarenosa e cimento calcífero.

As rochas do Grupo Corumbá são suscetíveis à dissolução pelas águas das chuvas, o que possibilitou, na Serra da Bocaina, o desenvolvimento de relevo cárstico, com rios subterrâneos, dolinas, lapiás, cavernas e outras feições típicas deste ambiente. 

O Parque Nacional da Serra da Bodoquena possui também áreas de campos alagados, cerrados, floresta estacional e o maior trecho da Mata Atlântica no MS. Sua fauna inclui principalmente arara azul, vermelha e canindé, gavião real, raposa, lobinho, lobo guará, jaguatirica, suçuarana e onça pintada.

A imagem acima mostra o Rio Salobra visto do mirante no alto da Fazenda Boca da Onça.

(Crédito da imagem: Mari Presrlak - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4)

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Notícias em 05/10/2022

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Dobras de Apoplystra

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

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

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

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

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Notícias em 04/10/2022

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Cabo Mondego

Estes estratos inclinados para o sul são encontrados no concelho de Figueira da Foz, no distrito de Coimbra, em Portugal, no extremo ocidental da Serra da Boa Viagem.

Estas rochas do Jurássico ocorrem desde a Praia da Murtinheira (de idade Toarciano superior), mais ao norte, até a Praia de Buarcos (de idade Titoniano), mais ao sul, passando pela Praia da Laje do Costado (imagem acima), no Cabo Mondego.

Ao longo das falésias deste litoral ocorrem alternâncias de calcários, calcários margosos e margas da Formação de Cabo Mondego, com estratos do Jurássico Inferior e Médio. Possuem abundantes fósseis de amonites, belemnites, braquiópodes e bivalves, além de foraminíferos, nanofósseis calcários, radiolários e icnofósseis diversificados.

A Formação de Cabo Mondego é representada por uma série contínua de sedimentos marinhos, distribuídos desde o Toarciano superior até o Caloviano médio.

Acima desta formação, no Jurássico Superior, houve uma segunda fase de rifting da Baia Lusitânica, constituindo fácies de ambientes de transição, especificamente lagunares, deltaicos, estuarinos e recifais. Estas rochas estão associados a níveis conhecidos como Complexo Carbonoso e Calcários Hidráulicos que são, por vezes, betuminosos, e permitiram exploração de carvão na região.

Em 1773, as atividades mineiras foram iniciadas graças ao incentivo do nobre português Sebastião José de Carvalho e Melo (1699-1782), conhecido como Marques de Pombal. Em 1802, os trabalhos foram abandonados pois a mina inundava com frequência. Neste mesmo ano, o naturalista brasileiro José Bonifácio de Andrade e Silva (1763-1838) foi nomeado Encarregado das Minas. Além de dar continuidade à exploração de carvão, ele construiu na região uma fábrica de tijolos e telhas e um forno de cal. Em 1819, quando José Bonifácio partiu para o Brasil, a exploração mineira foi interrompida. Posteriormente, ela foi reativada algumas vezes sem sucesso.

Em 2007, esta área costeira de 117,68 ha (sendo 43% submersos) foi classificada como Monumento Natural.

(Crédito da imagem: Luís A. Rodrigues - fonte1 - fonte2 - fonte3 - fonte4 - fonte5)

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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 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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