Rio de Janeiro, 01 Fev (Lusa) - Cientistas brasileiros apresentaram quinta-feira no Rio de Janeiro o fóssil de uma espécie de crocodilo com 80 milhões de anos que seria "um elo perdido" entre os crocodilos da pré-história e os actuais.
O esqueleto fossilizado do Montealtosuchus arrudacamposi foi descoberto em 2004 em Palo Alto, no interior do Estado de São Paulo, e os cientistas conseguiram reconstituí-lo em 80 por cento. O sáurio media 1,5 a 1,7 metros de comprimento e pesava entre 25 e 50 quilogramas, segundo investigadores do Departamento de Geologia da Universidade Federal do Rio de Janeiro (UFRJ) e do Museu de Paleontologia de Palo Alto. Era um predador importante no seu tempo, alimentando-se de pequenos dinossáurios, tartarugas, lagartos, outros crocodilos de menor porte e de aves e mamíferos. A espécie data do Cretáceo superior e viveu há 80 a 85 milhões de anos. Felipe Vasconcellos, paleontólogo da UFRJ, assinalou a particularidade de não viver na água ou em zonas pantanosas, como os crocodilos da actualidade, mas em terra firme, onde era capaz de desenvolver grande velocidade. O fóssil apresenta características na posição dos olhos e das narinas que o situam entre os crocodilos pré-históricos e os dos nossos dias, o que o torna uma espécie de "elo perdido" - afirmou. A descoberta do Montealtosuchus arrudacamposi poderá levar a uma revisão da teoria que situa a origem dos crocodilos actuais no hemisfério norte, onde até agora não foi encontrada nenhuma espécie "intermádia" como aquela. Na perspectiva de Felipe Vasconcellos, a origem dos crocodilos poderá situar-se no hemisfério sul e eles poderão ter aparecido na América do Sul ou em África quando estes dois continentes não estavam ainda separados, o que alteraria a teoria da propagação de uma espécie inteira. CM Lusa/Fim
Na edição de Abril da revista Super Interessante encontrei um artigo muito interessante na secção de paleontologia. Deixo aqui apenas duas imagens do artigo.
A revista encontra-se à venda numa banca mais próxima para ver o artigo completo.
Diferenciação magmática Embora existam apenas três tipos de fundamentais de magmas, podem encontrar-se diversas famílias de rochas magmáticas, isto porque, a partir da formação dos magmas, estes tendem a evoluir quimicamente através de um cojunto de processos, designados por diferenciação magmática. Um dos processos envolvidos nessa diferenciação é a cristalização fraccionada: uma vez que cada magma é uma associação de minerais, e esses minerais têm uma temperatura de solidificação e cristalização própria, os minerais diferentes começam a cristalizar a temperaturas diferentes, numa sequência definida que depende da pressão e da composição do material fundido.A fracção cristalina separa-se do restante líquido, por diferenças de densidade – diferenciação gravítica – deixando um magma residual, quimicamente diferente do magma original. No final, podem-se encontrar na câmara magmática rochas diversas em diferentes locais: mais superficialmente, as menos densas, com mais silício, alumínio, sódio e potássio; mais abaixo, as mais densas, constituídas maioritariamente por ferro, magnésio e cálcio. Outra causa da diferenciação magmática é a assimilação magmática e a mistura de magmas: a assimilação ocorre devido às reacções do magma e as rochas envolventes. Se o magma se encontra a uma temperatura superior à do ponto de fusão dos minerais dessas rochas, funde-os e, ao incorporá-los, altera a sua composição. O magma pode também conservar restos sólidos de rochas (encraves), que se reconhecem após a consolidação magmática. No início do século XX, Norman Bowen estabeleceu uma sequência pela qual os minerais cristalizam num magma em arrefecimento. Essa sequência ficou conhecida como Série Reaccional de Bowen. Bowen concluiu que certos minerais sao mais estáveis a temperaturas mais altas e cristalizam antes de outros, que são estáveis a temperaturas mais baixas. A Série Reaccional de Bowen tem dois ramos: · Ramo descontínuo: corresponde a minerais ferromagnesianos (ricos em Fe e Mg) e polimorfos; à medida que se dá o arrefecimento, o mineral anteriormente formado reage com o magma residual dando origem a um mineral com uma composição química e uma estrutura diferentes, e que é estável nas novas condições de temperatura; · Ramo contínuo: corresponde a minerais do grupo das plagioclases, verificando-se uma alteração nos iões das plagioclases, sem que ocorra alteração da estrutura interna dos minerais (minerais isomorfos).
É importante referir que a cristalização ocorre nos dois ramos ao mesmo tempo.
Rochas magmáticas O magma ao solidificar a profundidade forma uma rocha intrusiva ou plutónica, mas se solidificar à superfície forma uma rocha extrusiva ou vulcânica. As principais características que permitem classificar e distinguir as rochas magmáticas são a textura, cor e a composição mineralógica e química. Os quadros seguintes resumem as principais características das rochas magmáticas e a caracterização dos principais tipos de rochas magmáticas.
Magmatismo – diversidade de magmas O magma é uma mistura complexa de materiais fundidos, alguns cristais, fragmentos rochosos, tem uma componente gasosa variável e é essencialmente silicatado. Resulta da fusão das rochas em profundidade do manto superior (magma primário) ou da crusta inferior (magma secundário), reflectindo deste modo o interior rochoso do nosso planeta. Os magmas que originam as rochas magmáticas podem ser enquadrados em três tipos, definidos em função do seu teor em sílica: · Magmas básicos, ou magmas basálticos, são pobres em sílica (menos de 52% de SiO2) e ricos em minerais ferromagnesianos; são fluidos, com temperaturas bastante elevadas; estes magmas formam-se nos limites divergentes das placas e pontos quentesoceânicos, e resultam da fusão de materiais do manto superior; quando o seu arrefecimento se dá à superfície originam rochas como o basalto, enquanto que se for em profundidade originam rochas como o gabro. · Magmas intermédios, ou magmas andesíticos (contêm entre 53% e 64% de SiO2), formam-se devido à colisão entre uma placa continetal e uma placa oceânica (zona de subducção); resultam da fusão de rochas do manto e da crusta em condições particulares de pressão e temperatura, e na presença de água; quando consolidam à superfície originam andesito, e em profundidade originam o diorito. · Magma ácido ou riolítico, ricos em sílica (entre 65% e 77% de SiO2) mas pobres em minerais ferromagnesianos; viscosos e com temperaturas baixas; sao formados nos limites convergentes de placas e pontos quentes continentais; podem originar granito em profundidade e riólito à superfície.
A fusão, que dá origem ao magma, é condicionada não só pelo aumento da temperatura, mas também pela diminuição de pressão e pela adição de água. A maior parte do vulcanismo está associado a limites divergentes de placas, onde se produzem as rochas dos fundos oceânicos. Nas zonas de limites convergentes, as rochas hidratadas da crusta oceânica que se afundam nas fossas libertam água ao serem arrastadas para o interior da Terra, facilitando a fusão das rochas do manto que se encontram acima delas.
Consolidação de magmas: isomorfismo e polimorfismo Cada mineral possui partículas que se dispõem de forma ordenada e regular segundo as três dimensões do espaço, possuindo por isso estrutura cristalina.
Nisto distinguem-se dos outros sólidos cujas partículas elementares se encontram dispersas de forma irregular e desordenada – estrutura amorfa ou vítrea.
Numa rocha magmática a formação dos diferentes minerais que a constituem não é simultânea, uma vez que os diferentes minerais têm diferentes temperaturas de cristalização. A agitação do meio, o tempo, o espaço disponível e a temperatura condicionam o crescimento e o tamanho final dos cristais. As condições de cristalização podem conduzir à formação de cristais poliédricos de faces planas – cristais euédricos, ou à formação de cristais sem forma geométrica definida e de faces irregulares – cristais anédricos.
A formação da estrutura cristalina de um sólido a partir de uma mistura líquida ocorre por solidificação (materiais fundidos sujeitos a arrefecimento); sublimação (formação de cristais a partir do arrefecimento de materiais gasosos); evaporação (evaporação do solvente com a cristalização dos minerais nele dissolvidos); e precipitação (arrefecimento de soluções saturadas a temperaturas mais elevadas, de que resulta a cristalização do soluto). Existem minerais quimicamente semelhantes, mas que apresentam estruturas cristalinas diferentes, indicando que foram formados em condições de temperatura e pressão diferentes – polimorfos. É o caso da grafite e do diamante, ambos constituídos exclusivamente por carbono.
O mesmo fenómeno ocorre com o carbonato de cálcio que, ao cristalizar em diferentes condições, pode originar calcite ou aragonite, dois minerais polimorfos.
Noutros casos, minerais de composição química diferente apresentam a mesma estrutura cristalina – isomorfos. É o caso de minerais do grupo dos silicatos (plagioclases/feldspatos), em que o Na+ e o Ca+ se podem intersubstituir. A forma dos cristais é dependente das condições do meio mas a estrutura cristalina é constante e independente dessas condições.
As rochas sedimentares são como arquivos onde se conservam as informações das condições que existiam no momento da sua formação. Uma sequência estratigráfica permite determinar o tipo de ambiente existente no momento da formação, tipo de vegetação e a fauna presentes numa determinada região, bem como registar variações no ritmo de sedimentação numa determinada altura. O estudo dos sedimentos e estratos permite fazer a sua datação relativa e reconstituir ambientes antigos – paleoambientes. Este estudo realiza-se aplicando o princípio das causas actuais ou princípio do actualismo. Segundo este princípio, o presente é a chave para o passado, na medida em que permite explicar acontecimentos passados a partir da interpretação de fenómenos actuais. Algumas marcas de acontecimentos passados podem ser encontradas nas juntas de estratificação como por exemplo marcas de ondulação, fendas de dessecação ou de retraccão, marcas das gotas da chuva, icnofósseis (pegadas de animais, pistas de reptação, fezes fossilizadas), etc.
Os fósseis e a reconstituição do passado Os fósseis, que muitas vezes se encontram nos estratos, são também importantes elementos para o estudo do passado da Terra. Eles são restos de seres vivos que foram contemporâneos da génese da rocha que os contém ou simples vestígios da sua actividade (pegadas, ninhos, fezes fossilizadas). A fossilização (ver animação) é o processo que conduz à conservação dos vestígios dos seres vivos nas rochas sedimentares e consiste no isolamento dos restos orgânicos por uma camada envolvente, evitando que estes sejam destruídos por decompositores. Existem diversos processos de fossilização: · Moldagem: consiste no desaparecimento das partes moles do organismo, ficando apenas um molde interno (da superfície interna) ou externo (da superfície externa, nos sedimentos) das suas partes duras, como por exemplo, conchas, ossos, dentes, caules ou nervuras. Podem ainda se formar contramoldes dos moldes externos e internos. Certos órgãos achatados, como folhas de plantas, asas de insectos, deixam um tipo especial de moldagem – impressão. · Mumificação: situações em que aparecem fósseis de todo ou quase todo o organismo, mesmo das suas partes moles, quando são rapidamente cobertos por um material isolante que evita o contacto com o oxigénio, como resina fóssil ou âmbar, gelo, alcatrão, etc. · Mineralização: consiste no preenchimento das partes duras de um organismo por minerais transportados em solução nas águas subterrâneas e que precipitam, como a sílica e a calcite. Os minerais, devido a elevadas condições de pressão, acabam por cimentar e formar uma rocha.
Nesta imagem vêem-se conchas de moluscos que sofreram mineralização. · Icnofósseis (marcas fósseis): pegadas, marcas de reptação, rastos, ninhos, fezes, que constituem evidências da actividade do ser vivo cuja marca a litogénese não destruiu. Abaixo vê-se uma pegada de um dinossáurio carnívoro (Terópode). Os fósseis permitem aos geólogos estabelecer a idade relativa dos estratos e dão pistas para a reconstituição dos paleoambientes. Datação relativa das rochas
Para conseguir estabelecer a ordem cronológica pela qual as formações geológicas se constituíram é essencial conhecer a idade dos estratos e dos fósseis. Há séculos que os geólogos determinam a idade relativa das rochas, ou seja, se as rochas são mais velhas, mais novas ou da mesma idade, umas em relação às outras, aplicando princípios gerais da estratigrafia. A estratigrafia é, portanto, o ramo da Geologia que se ocupa do estudo das rochas sedimentares e das suas relações espaciais e temporais.
Princípios de estratigrafia
Princípio da sobreposição dos estratos: numa sequência de estratos em que não ocorreu alteração das posições de origem, qualquer estrato é mais recente do que aquele que recobre (muro) e mais antigo do que aquele que o cobre (tecto). Por vezes, surgem nas sequências estratigráficas superfícies de descontinuidades onde ocorreu a eliminação de determinados estratos devido, por exemplo, à erosão. Essas superfícies, as lacunas estratigráficas, podem ficar recobertas por novas camadas – caso o processo de sedimentação retome. Noutros casos, se a forma de uma série de estratos se altera por forças tectónicas, perdendo a horizontalidade, e posteriormente, se deposita outra série de estratos, a superfície de separação das duas séries designa-se por discordância angular (ver figura abaixo).Este princípio permite saber a idade relativa de uns estratos relativamente a outros.
Princípio da identidade paleontológica: estratos que pertençam a colunas estratigráficas diferentes mas que apresentem os mesmos fósseis têm a mesma idade relativa, já que os fósseis têm a mesma idade do estrato que os contém.Os fósseis de idade são importantes nesta datação: deverão pertencer a organismos que viveram durante um curto período de tempo e bem determinado e que tiveram grande expansão geográfica. Essas características permitem uma boa correlação de camadas. As amonites (esquerda) e as trilobites (direita) são bons fósseis de idade.
Princípio da continuidade lateral: quando se encontra uma sequência de deposição dos sedimentos semelhante em duas colunas estratigráficas localizadas em locais diferentes é possível relacioná-las temporalmente, mesmo que os estratos de ambas tenham dimensões variáveis. Princípio da intersecção e da inclusão: de acordo com o princípio da intersecção, qualquer estrutura geológica que intersecte estratos é mais recente do que eles. O princípio da inclusão, diz que fragmentos de rocha incluídos num estrato são mais antigos do que ele. Para ver animação relacionada com os princípios de estratigrafia clicar aqui.
Determinar a idade absoluta dos estratos, isto é, há quantos anos se formaram, é difícil. No entanto já é possível recorrendo a técnicas baseadas na desintegração regular de isótopos radioactivos naturais constituintes das rochas.
Paleoambientes As rochas sedimentares conservam indicadores das condições do ambiente da sua génese: caracteres texturais, mineralógicos, químicos, paleontológicos e estruturais. Essas características constituem a fácies da rocha. Os diferentes tipos de fácies correspondem a diferentes paleoambientes. Podem-se considerar: fácies continental (ex.:fluvial, lacustre, glaciária, torrencial, eólica), fácies marinha (ex.: litoral, nerítica, batial, abissal) e fácies de transição (ex.:lagunar, estuarina, deltaica).
Os fósseis de fácies assumem particular relevo na caracterização dos diferentes paleoambientes. Estes fósseis permitem, pela aplicação do princípio das causas actuais, correlacionar os ambientes actuais com os ambientes antigos. Os fósseis de fácies caracterizam-se por pertencerem a seres que ocuparam ambientes específicos e que não sofreram evolução ou, então, apenas pequenas modificações ao longo das épocas geológicas. Por exemplo, a presença de fósseis de corais em certas áreas actualmente emersas leva a concluir que no passado estavam cobertas por mares de águas límpidas, pouco profundos e com temperaturas entre os 25ºC e os 29ºC. Escala do tempo geológico Ao estudar colunas estratigráficas e fósseis é possível elaborar uma escala de tempo geológico da história da Terra. Cada intervalo da escala está correlacionado com um conjunto de rochas e dos fósseis a elas associados. Os grandes intervalos desta escala do tempo designam-se por Eons, estes dividem-se em Eras, e estas em Períodos, que, por sua vez, se dividem em Épocas. Os momentos de transição entre as Eras marcam intervalos de tempo relativamente curtos caracterizados pela extinção massiva de espécies, seguidos de longos períodos de expansão e evolução gradual no número de espécies.
Não é fácil classificar as rochas sedimentares devido à diversidade de materiais e de processos que intervêm na sua formação. No entanto podem-se considerar três tipos: as rochas detríticas, as quimiogénicas e as biogénicas.
Rochas detríticas Estas rochas são formadas a partir de clastos, materiais detríticos resultantes da erosão das rochas já existentes, e constituem mais de 75% das rochas sedimentares da superfície terrestre. Podem ser não consolidadas, se os clastos se encontram soltos, ou consolidadas, se sofreram um processo de diagénese e os clastos estão ligados por um cimento formado por minerais novos (materiais de neoformação). As rochas detríticas distinguem-se atendendo ao tamanho dos detritos (estabelecendo-se por isso escalas granulométricas, como a de Udden e Wentworth), atendendo à sua composição, distribuição e morfologia. A tabela seguinte sintetiza as características de algumas rochas detríticas.
Rochas quimiogénicas
São formadas a partir de sedimentos que resultaram da precipitação de substâncias químicas dissolvidas na água. As rochas carbonatadas, como alguns calcários, e as salinas, como o sal-gema e o gesso, são formadas, respectivamente pela precipitação do carbonato de cálcio, sais de cloreto de sódio e sais de sulfato de cálcio.
Na formação de calcite que constitui o calcário, a precipitação desencadeia-se pela variação das condições químicas água – como a diminuição do seu teor de CO2 – pelo que é designada de rocha de precipitação. Neste caso, o aumento da temperatura da água, diminuição da pressão atmosférica ou agitação das águas, originam uma diminuição do CO2 dissolvido, que implica que a reacção se desloque no sentido da formação de CO2 e, portanto, da precipitação de calcite. A deposição e posterior diagénese dos minerais de calcite originam calcário que, neste caso, é de origem química.
Exemplos de calcários de precipitação são as estalactites, estalagmites, colunas e travertinos, que preservam, por vezes, marcas de seres vivos.
A precipitação pode ocorrer também pela evaporação da água como acontece na formação do sal-gema e do gesso, designando-se estas duas últimas rochas porevaporitos. A precipitação desencadeia-se pela evaporação de águas marinhas retidas em lagunas ou de águas salgadas de lagos de zonas áridas, que contêm sulfato de cálcio em solução, no caso do gesso, e que contêm cloreto de sódio no caso do sal-gema. Na natureza, os depósitos de sal-gema, ascendem se estiverem sob pressão, formando grandes massas de sal, chamadas domas salinos ou diapiros.
Rochas biogénicas
Rochas formadas, essencialmente, por sedimentos de origem orgânica, isto é, com origem a partir de restos de seres vivos ou por materiais resultantes da sua actividade. De entre as formações com esta origem, considera-se os calcários biogénicos, os carvões e os petróleos.
Calcários biogénicos Formam-se pela precipitação provocada pela actividade dos seres vivos (ex. fotossintética) de carbonato de cálcio, com formação do mineral calcite.
Calcário recifal Os corais, que fixam carbonato de cálcio dissolvido na água, formam recifes constituídos por milhões de indivíduos ligados em colónias que, quando morrem, formam este tipo de calcário.
Calcário conquífero Alguns seres vivos retiram carbonato de cálcio da água marinha para construir partes do corpo, como conchas. Após a sua morte, forma-se calcário originado pela acumulação de conchas calcárias de animais, como os moluscos, que sofreram um processo de cimentação.
Existe também o calcário resultante da acumulação e cimentação de conchas enroladas em espiral que pertenceram animais que se encontram extintos – numulites – sendo designado este calcário de numulítico.
Combustíveis fósseis Os carvões e os hidrocarbonetos (betumes, petróleos e gás natural) são combustíveis fósseis pois foram originados a partir da decomposição de restos de seres que se acumularam, no passado, em determinados locais do planeta, devido às condições ambientais aí existentes. Isto porque, ao analisar estes materiais percebe-se que têm na sua constituição vestígios de plantas, concluindo-se que a matéria inicial foi, principalmente, proveniente de seres vivos fotossintéticos. Então, na combustão do carvão ou de produtos petrolíferos é utilizada a energia que foi armazenada pela fotossíntese há milhões de anos. Por isso se diz que estas substâncias são combustíveis fósseis, uma vez que representam a energia solar captada, transformada, armazenada e preservada durante milhões de anos. Carvões Resultaram da acumulação e posterior decomposição, em bacias de sedimentação lacustre ou lagunar, de grandes quantidades de matéria orgânica, nomeadamente restos de vegetais provenientes, fundamentalmente, de grandes florestas e pântanos. Podem ser: Turfas: formam-se em ambientes continentais geralmente pantanosos, de difícil drenagem de água, permitindo a existência de um ambiente anaeróbio imprescindível para a degradação lenta dos restos de vegetais pelos decompositores anaeróbios. Carvões húmicos: formam-se quando a matéria orgânica acumulada fica sujeita a ambientes anaeróbios porque foram cobertos por outros sedimentos. À medida que os movimentos de subsidência ocorrem, por diagénese, evoluem para carvões por acção de decompositores anaeróbios. O aumento de pressão e temperatura associado à existência de substancia tóxicas resultantes do metabolismo das bactérias, provoca a morte das mesmas, ocorrendo um gradual enriquecimento em carbono – incarbonização – por perda de água e de oxigénio, hidrogénio e azoto libertados sob a forma de voláteis.
Consoante o grau de evolução, formam-se diferentes carvões, tais como: lignite, carvões betuminosos (hulha) e, por fim, antracite.
Hidrocarbonetos Os hidrocarbonetos podem apresentar-se no estado sólido (betumes), líquido (petróleo) e gasoso (gás natural).
O petróleo é considerado uma rocha líquida de aspecto oleoso que se forma a partir da acumulação de plâncton rico em lípidos, em lagunas marinhas pouco profundas e com pouca ou nenhuma comunicação com o mar aberto. Nestas condições, a salinidade da água vai aumentando, o que provoca a morte destes seres que assim se acumulam no fundo. Ao depositarem-se sedimentos contribui-se para que, em condições de anaerobiose, principalmente as suas partes lipídicas sejam transformadas num caldo espesso de hidrocarbonetos líquidos que constitui o petróleo, assim como hidrocarbonetos gasosos e sólidos. Este processo pode demorar milhões de anos.
A camada rochosa que possui a matéria orgânica que dará origem ao petróleo é a rocha-mãe, de natureza argilosa ou carbonatada. Mais tarde, devido à baixa densidade dos hidrocarbonetos e ao aumento de pressão, o petróleo e o gás natural abandonam a rocha-mãe e espalham-se para rochas vizinhas porosas e permeáveis como os arenitos e calcários, designados de rocha-armazém. Estas rochas podem ser delimitadas por uma camada rochosa impermeável, de natureza argilosa ou salina, designada de rocha-cobertura, que as impede de ascenderem à superfície. Ao conjunto rochoso constituído pela rocha-mãe, rocha-armazém e rocha-cobertura, e ainda por outras estruturas como dobras e falhas, designa-se por armadilha petrolífera, cuja função é permitir a acumulação de quantidades significativas de petróleo formando uma jazida que pode ser explorada pelo ser humano.
Aqui encontra-se um vídeo que ilustra o processo de formação de uma armadilha petrolífera.
Nisto distinguem-se dos outros sólidos cujas partículas elementares se encontram dispersas de forma irregular e desordenada – 
O mesmo fenómeno ocorre com o carbonato de cálcio que, ao cristalizar em diferentes condições, pode originar calcite ou aragonite, dois minerais polimorfos.
A forma dos cristais é dependente das condições do meio mas a estrutura cristalina é constante e independente dessas condições. 
Certos órgãos achatados, como folhas de plantas, asas de insectos, deixam um tipo especial de moldagem – impressão. 
Por vezes, surgem nas sequências estratigráficas 
Os 
As amonites (esquerda) e as trilobites (direita) são bons fósseis de idade.
O princípio da inclusão, diz que fragmentos de rocha incluídos num estrato são mais antigos do que ele.
Para ver animação relacionada com os princípios de estratigrafia 
Consoante o grau de evolução, formam-se diferentes carvões, tais como: lignite, carvões betuminosos (hulha) e, por fim, antracite.
