Pré-Câmbrico

 Evolução da vida na Terra

 

 Período Pré-Câmbrico

O que é o tempo Pré-câmbrico? É o intervalo de tempo geológico compreendido entre o aparecimento da Terra, cerca de 4,5 biliões de anos até à 540 milhões de anos atrás. Foi neste intervalo de tempo que aconteceram alguns dos eventos mais importantes da Terra como o início do movimento das placas tectónicas, o início da vida na Terra, o aparecimento das primeiras células eucarióticas, a formação da atmosfera e o aparecimento dos primeiros animais e vegetais.

Principais características
- Grande explosão que originou o universo;
- Imensa actividade vulcânica existente no nosso planeta;
- O clima era extremamente quente;
- Formação de mares, nuvens e cadeias montanhosas;
- Aparecimento do dióxido de carbono (CO2);
- Formação de moléculas;

O período Pré-câmbrico divide-se em:
- Éons - é a maior subdivisão de tempo na escala de tempo geológico.
- Eras - é a divisão de um éon na escala de tempo geológico.

 

                                         Tabela cronoestratigráfica.

                                         Divisão do período Pré-Câmbrico

Hadeano

- 4600 M.a: inicio do processo de formação dos planetas e do Sistema Solar (planeta terra); 

- 3650 M.a: existência de temperaturas e pressões adequadas a formação de água na terra; 

- 3800 M.a: surgiu as primeira rochas dando origem a um novo eon (arcaico) 

Arcaico

- 3500 M.a: primeiros vestígios de vida (estromatólitos);

- 3100 M.a: primeiros microrganismos (bactérias e cianobactérias);

- 3100 – 2500 M.a: primeiros seres fotossintéticos;

- 2500 M.a: instalação do Grande Filão do Zimbabwe; 

Proterozóico

- 2000 M.a: aparecimento dos organismos eucarióticos; 

- 1800 M.a: oxigénio livre na atmosfera;

- 1400 M.a: primeiros depósitos de carvão; 

- 1000 M.a: aparecimento da reprodução sexuada; 

- 542 M.a: primeiros metazoários com esqueleto externo.

Atmosfera

 A atmosfera terrestre neste período de tempo tinha uma composição muito diferente da actual: o azoto passou a constituir mais de 60% da mesma e o hidrogénio acabou praticamente por desaparecer.  Os outros constituintes da atmosfera eram: metano, amoníaco, e de outros gases que seriam tóxicos para a existência de vida na terra. 

 Foi neste período de tempo que se formou a atmosfera primitiva, ao passar do tempo existiu um aumento de quantidade de oxigénio.

Hidrosfera

No inicio deste período, a hidrosfera era pouco complexa. Os oceanos formaram-se a partir da enormes quantidades de vapor de água que foram libertadas pelos vulcões. Após alguns milhões de anos mais tarde, assim que a temperatura da superfície da Terra baixou, ocorreu a condensação deste vapor originando as primeiras chuvas que ao cair sobre a superfície terrestre originaram os oceanos.

Seres Vivos

Segundo a teoria de um biólogo russo (Oparin) os primeiros seres vivos a habitar o nosso planeta Terra foram:  NA ÁGUA:  

Seres unicelulares (constituídos por um só célula);  Procariontes (são organismos unicelulares que não apresentam seu material genético delimitado por uma membrana);  Heterotróficos (alimentar-se-iam da matéria orgânica existente na sopa primitiva);  Anaeróbios (não que precisam de oxigénio para viver); 

 NA TERRA: Não existem fosseis, logo a existência de seres vivos à superfície terrestre é muito escassa neste período de tempo;  

Teoria da Deriva dos Continentes

Pouco tempo depois de ter começado o período Proterozóico, apareceu a tectónica de placas, que resultou num aumento de colisões tornando vários blocos continentais em protocontinentais. Neste momento, os ciclos de formação do super continente característico desta fase se tornou inevitável.  Primeiro, a mover os continentes ao redor de uma superfície esférica são obrigados a colidir uns com os outros . Além disso, os super continentes são instáveis, porque, através da cobertura de grandes áreas do manto, que previnem a sua refrigeração estes causam a separação do super continente e a desintegração dos fragmentos.

Razão de Incertezas quanto ao período:

O tempo pré-câmbrico não é muito conhecido pelos cientistas devido a alguns motivos: 

- Impossibilidade de datação absoluta; 

- Falta de fosseis; 

- Intenso metamorfismo nas rochas; 

- Reciclagem da maior parte da crosta pré-cambrica.

 Curiosidades

Fragmentos de continente antigo podem estar sob Oceano Índico

Atualizado em  25 de fevereiro, 2013 - 09:08 (Brasília) 12:08 GMT

Cientistas acreditam ter encontrado sinais de que fragmentos de um continente antigo estão soterrados abaixo do solo do Oceano Índico.

Os pesquisadores dizem que o fragmento é de um continente que teria existido de entre 2 bilhões e 85 milhões de anos atrás.

A faixa foi batizada pelos cientistas de "Mauritia". Com o tempo, a terra se fragmentou e desapareceu sob as ondas do mundo moderno que se formou no lugar.
O estudo foi publicado na revista científica Nature Geoscience.

Teorias

Há até 750 milhões de anos, toda a massa terrestre do Planeta estava concentrada em um continente gigante, chamado de Rodínia pelos cientistas.
Países que hoje estão a milhares de quilômetros de distância – como Índia e Madagascar – ficavam lado a lado.
A nova pesquisa sugere que havia um "microcontinente" entre Índia e Madagascar. Os cientistas pesquisaram grãos de areia de Maurício, um país localizado no Oceano Índico.
Os grãos se originaram em uma erupção vulcânica que ocorreu há nove milhões de ano. Mas apesar disso, eles contém minerais que são de um período ainda mais antigo.

Cientista especula que Seicheles já fez parte de continente que existiu entre Índia e Madagascar

"Nós encontramos zircão, que foi extraído das areias da praia, e isso é algo que se encontra tipicamente na crosta continental. Elas são de uma era muito antiga", disse o professor Trond Torsvik, da Universidade de Oslo.
O zircão é datado de entre 1970 e 600 milhões de anos atrás, e a equipe concluiu que os restos da terra antiga foram levados para a superfície da ilha durante uma erupção vulcânica.
O professor disse acreditar que pedaços do continente poderiam estar 10 quilômetros abaixo de Maurício e sob o solo do Oceano Índico.
A existência do continente teria atravessado diferentes éons da Terra – desde o Pré-Cambriano, quando não havia vida na terra, ao período em que surgiram os dinossauros.
Mas há 85 milhões de anos, quando a Índia começou a se separar de Madagascar em direção à sua posição atual, o microcontinente teria se desfragmentado – e eventualmente desaparecido sob as ondas.
No entanto, uma parte pequena do microcontinente pode ter sobrevivido, especulam os pesquisadores.
"No momento, as (ilhas) Seicheles são um pedaço de granito, ou crosta continental, que está praticamente assentada no meio do Oceano Índico", diz Torsvik.
"Mas houve uma época em que ficavam logo ao norte de Madagascar. E o que estamos dizendo é que talvez isso fosse muito maior, e que esses fragmentos continentais estão espalhados pelo oceano."
Essas teorias ainda precisam ser confirmadas com mais pesquisa.
"Nós precisamos de dados sísmicos que possam formar uma imagem desta estrutura... isso seria a prova definitiva. Ou é preciso perfurar profundamente, mas isso custaria muito dinheiro", diz Torsvik.

Movimentos horizontais da litosfera e a formação de grandes estruturas geológicas (continuação)

Arcos insulares intra-oceânicos

Outro tipo de relevo oceânico onde ocorrem fenómenos sísmicos e vulcânicos é um conjunto de alinhamentos de ilhas vulcânicas que se encontram associadas a uma fossa submarina paralela ao alinhamento das ilhas que constituem o arco insular, onde as profundidades podem ultrapassar os 10000 m.
Este tipo de relevos, frequentes em muitas zonas oceânicas,aparecem,muitas vezes, devido a fenómenos gravíticos,uma vez que à medida que nos afastamos da dorsal a litosfera ocêanica, ao ficar mais fria, torna-se mais pesada, ficando mais densa que a astenosfera, que, tendo uma composição química próxima, está no entanto mais quente. Devido a este tipo de relação entre densidades das duas zonas, o equilíbrio torna-se mais instável, fazendo com que a existência de uma fractura no oceano permita que um dos bordos da placa bascule e mergulhe na astenosfera, onde será incorporada progressivamente.

A integração desta litosfera fria e densa numa zona onde a temperatura é muito superior origina fenómenos de fusão parcial quer ao nível do manto da placa mergulhante, quer do manto da placa subjacente que vão originar magmas de menor pH (mais ácidos) e de menor densidade que ascendem à superfície, originando um arco insular vulcânico. Pode citar-se, por exemplo, o caso das ilhas Mariana

 
 Fig 1. Ilhas Mariana 

Riftes continentais

Além dos fenómenos associados ao vulcanismo das dorsais, existe outro processo que permite compensar a destruição da litosfera oceânica que ocorre nas zonas de subducção. Este processo consiste na abertura de riftes continentais (rifting). Sob o efeito de uma distensão brutal da crusta continental, esta fragmenta-se em porções separadas por falhas normais, verificando-se o abatimento dos blocos correspondentes. A ocorrência desta estruturas de deformação é reveladora da existência de esforços distensivos. Em profundidade, a crusta, que está sujeita a um estiramento em regime dúctil, permite a subida de material mantélico.
Se os esforços distensivos continuarem e o estiramento se prolongar, a crusta continental fica cada vez mais fina, sendo injectada com materiais básicos com proveniência no manto superior, agora mais próximo da superfície, formando-se um tipo de crusta oceânica que vai progressivamente substituindo a crosta continental,acabando o mar por invadir esta fossa.

 
Fig 1. Processo de abertura de um rifte continental em África.

Os riftes continentais apresentam-se sob a forma de fossas tectónicas de afundimento rápido, muito estreitas e com elevada deposição sedimentar.
Estas fossas estreitas e alongadas são limitadas por falhas normais. Estas falhas, com rejeito vertical, predominam nos centros de acreção, a partir dos quais se verifica a divergência entre as placas tectónicas. Nestes locais, origina-se um bloco central, denominado graben ou fossa tectónica, limitado por falhas normais, que abate quando se verifica a divergência entre placas litosféricas. Os grabens originam um vale alongado limitado por estruturas salitentes denominadas horsts.  
Se o processo distensivo continuar a actuar, a fissura crustal alarga-se, originando um golfo pérsico, o que implica acreção oceânica, formando-se, uma dorsal oceânica.


    

 Bacias Sedimentares

Uma bacia sedimentar corresponde a uma depressão topográfica, de origem tectónica, ocupando, por vezes, áreas muito vastas na crusta terrestre. Estas depressões são preenchidas por depósitos constituídos, essencialmente, por rochas sedimentares,embora possam também existir rochas vulcânicas.
A existência destas estruturas geológicas implica, geralmente, um abatimento da litosfera, designado, de um modo geral, por subsidência. Actualmente, o termo subsidência, tende a ser usado num sentido mais alargado, não estando associado nem à velocidade nem ao ritmo de enchimento, nem tão-pouco à profundidade de deposição.
As bacias sedimentares podem ser agrupadas em três categorias principais, de acordo com a sua evolução. Assim, podemos ter bacias cuja evolução é:

• controlada pelo adelgaçamento litosférico. São incluídas neste tipo as fossas de afundimento(riftes) e as bacias sedimentares associadas às margens progressivas;
• determinada pelo arrefecimento da litosfera, tanto de natureza continental como oceânica;

• controlada principalmente pela geometria, mais concretamente pela flexão da litosfera, tanto oceânica(subducção) como continental (bacias frontais).

                                          Vídeo formação bacia sedimentar


Cadeias Montanhosas

Uma das situações resultantes de fenómenos decorrentes dos movimentos horizontais da litosfera, relaciona-se com a existência de esforços compressivos devidos a situações de convergência de placas. Sempre que o processo de convergência de placas não é equilibrado por um processo de subducção total, passam a existir esforços distensivos, levando à ocorrência de processos de formação que começam por afectar as zonas mais frágeis da crusta. Se a deformação continuar a ocorrer, obtém-se uma verdadeira cadeia montanhosa.

                                         Vídeo formação de cadeias montanhosas


Cadeias intracontinentais
Aparecem sob a forma de cadeias isoladas no meio de uma plataforma continental ou associadas a grandes cadeias resultantes de fenómenos de colisão (compressivos).
Estas estruturas podem aparecer sob a forma de cadeias autónomas no seio de uma plataforma, correspondendo, por exemplo, um caso de um simples arqueamento dessa plataforma. A maioria das cadeias incluídas nesta categoria situa-se ao nível de um acidente tectónico preexistente que represente uma zona perticular de fragilidade, como falhas, zonas transformantes ou fossas de afundimento.
Também podem ocorrer associadas às grande cadeias resultantes de fenómenos de colisão continental. Tal facto deve-se à persistência do regime compressivo, após a edificação do núcleo destas grandes cadeias, o que leva à cadeia de colisão que está a concluir a sua formação.

Os Pirinéus são cadeias montanhosas que foram edificadas sobre uma zona de fragilidade que se originou durante o Triásico. O movimento da Península Ibérica e o seu papel no levantamento dos Pirinéus está, ainda hoje, longe de ser completamente interpretado. Trata-se de uma zona de encontro entre dois fragmentos de litosfera, a grande placa Europeia e a microplaca Ibérica. No princípio da era Mesozóica, há cerca de 250 M.a, a Península Ibérica encontrava-se junto à Europa, de tal maneira que o golfo da Biscaia permanecia ainda fechado.

                                                   Fig 1. Relevo Península Ibérica



 Cadeias montanhosas de margem
 Das cadeias montanhosas que se destacam  ao nível do nosso planeta, podemos referir a cordilheira dos Andes e dos Himalaias.

• No caso dos Himalaias, não se verifica a existência de fenómenos de vulcanismo;
• No caso dos Andes, existem fenómenos de vulcanismo activo;

Sendo ambos os casos citados cadeias típicas de margens onde se verifica a colisão entre placas tectónicas com predominância de esforços distensivos, algumas destas cadeias que bordejam certas margens continentais activas correspondem a distintas situações da dinâmica da litosfera.

De acordo com os vários tipos de margem e a forma como se verifica a colisão, podemos referir como estruturas geológicas resultantes deste tipo de processos as cadeias de subducção, cadeias de obducção e cadeias de colisão.


- Cadeias resultantes de processos de subducção

As cadeias de subducção aparecem na vertical de uma superfície de subducção, sempre que nesse local ocorram regimes compressivos.Nestas zonas, a maioria dos hipocentros estava distribuída segundo superfícies com inclinação variável, mas sempre dirigida para o interior dos continentes. Estas superfícies, designadas por subducção, são hoje muito importantes para determinar com precisão o perfil da placa que penetra no manto.
Os Andes peruanos constituem um bom exemplo de uma cadeia de margem continental exclusivamente ligada à subducção da litosfera oceãnica sob a margem continental. Um dos exemplos que podem ser enquadrados como um caso de cadeias de subducção é a cordilheira andina, na zona do Peru Meridional e da Bolívia Setentrional.
 

Fig 1. Andes: cadeia motanhosa resultante de processos de subducção.                                                               

Vídeo - Formação de cordilheiras (Andes).

- Cadeias resultantes de processos de obducção

As cadeias de obducção acontecem devido a um processo inverso da subducção, ou seja, a crosta oceânica cavalga sobre a crosta continental. Os fenómenos de obducção são geralmente testemunhados pela presença de ofiolitos, que são interpretados como fragmentos laminados da crusta oceânica, erguidos e incorporados numa determinada cadeia montanhosa, no momento do seu dobramento.
Um caso que pode ser referenciado como sendo originado através de um processo de obducção situa-se na Península Arábica, onde aparece a cadeia de Omã.




Leg: A-placa continental; B-placa oceânica

-Cadeias resultantes de processos de colisão
 
Devem-se a regimes tectónicos compressivos,resultando da colisão entre duas placas litosféricas da mesma natureza (continental) cujas margens estavam anteriormente separadas por litosfera oceânica. As cadeias passam por dois estádios principais: desaparecimento da crusta oceânica e colisão entre as margens continentais.
Um dos exemplos mais interessantes são os Himalaias, que sendo as montanhas mais altas do nosso planeta são igualmente as mais jovens. Os Himalaias resultam de um fenómeno de convergência entre uma margem continental e uma outra da mesma natureza (placa Indiana e Euro-Asiática). Tal processo levou ao desenvolvimento de relevos espectaculares devido a enormes esforços compressivos e à residência ao afundimento por parte da placa Indiana. Este tipo de cadeias de montanhas, também referidas de colisão intercontinental, resultam da aproximação e posterior colisão de duas margens continentais anteriormente separadas por um espaço com litosfera oceânica.

                                           Fig 1. Himalaias

                                                                            Vídeo da Formação dos Himalaias