Eine Botanisch-Zoologische Rundreise auf der Iberischen Halbinsel.
Auf der Suche nach der Verlorenen Zeit
Von Horst Engels
Teil II - Reisestationen
Reisestationen der Botanisch-Zoologischen Rundreise um die Iberische Halbinsel[1]
Anpflanzung der Seestrandkiefer (Pinus pinaster) im Pinhal von Leiria
2.4 Estremadura und Beira Litoral
Teil I.
Teil II.
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Teil IIa
Zur Geologie der Bacia Lusitânica
Geologische Hauptkomponenten (Zonengliederung) der Iberischen Halbinsel[4]
Wenn wir uns jetzt in der Beira Litoral weiter nach Norden bis nach Figueira und in die Serra da Boa Viagem bis hin zum Cabo Mondego und später südlich von Coimbra in die Serra do Sicó begeben, dann ist es gut zu wissen, dass all die kalkigen und verkarsteten Gebirgsstrukturen der Beira Litoral ebenso wie die der Nördlichen Estremadura (einschl. der Serra da Arrabida im Südlichen Estremadura) auf Kalkablagerungen in einem großen mesozoischen Sedimentbecken, der Bacia Lusitânica, zurückgehen.[5] [6]
Aktuelle Aufschlüsse der wichtigsten
mesozoischen Sedimentbecken der Iberischen Halbinsel.[7]
Daneben existiert ein kleineres neuzeitliches Sedimentbecken, das Mondego-Becken, in der Beira Litoral, und auch der größte Teil der Südlichen Estremadura (mit Ausnahme der Serra da Arrabida, die der südlichen Bacia Lusitânica angehört) ist in der Neuzeit (Känozoikum) aus einem Sedimentbecken, dem Unteren Tejo-Becken, entstanden..
Kaenozoische Sedimentbeckn auf der Iberischen Halbinsel
Die Bacia Lusitânica ebenso wie die anderen mesozoischen Sedimentbecken der portugiesischen Atlantikküste sind im Rahmen der tektonischen Prozesse entstanden, die im Erdmittelalter (Mesozoikum) vor ca 250 Millionen Jahren mit dem Zerbrechen von Pangaea begannen und zur Öffnung des Nordatlantiks und des Auseinanderdriften des Nordamerikanischen Kontinents und seiner Abspaltung vom heutigen Europa führten. Die geologische Erforschung des Gebietes hat in den letzten Jahrzehnten im Rahmen der Erdölprospektion neue Erkenntnisse gebracht, vor allem zu den offshore-Sedimentbecken vor der portugiesischen Atlantikküste. Leichter zugänglich sind uns allerdings die im Rahmen dieser Prozesse entstandenen Kalkgebirge und Karstgebiete wie der Serra da Arrábida, Montejunto, Maciço Estremenho (de Aire und Candeeiros), da Boa Viagem (einschl. Cabo Mondego), Serra do Sicó, die uns anhand ihrer Fossilien die interessante geologische Geschichte der Bacia Lusitanica erzählen.
Hier ein kurzer Abriss zur Geologie und Entstehungsgeschichte der mesozoisch-känozoischen Sedimentbecken der portugiesischen Atlantikküste nach heutigen Erkenntnissen (ENMC, 2016)[10]:
Die Meso-Känozoischen Sedimentbecken
Neue seismische und gravimetrische Daten erlauben eine bessere Abgrenzung der ‘onshore’- und der wenig tiefen ‘offshore’-Sedimentbecken und erlaubten auch, neue Sedimentbecken in tieferen Gewässern vor der portugiesischen Atlantikküste abzugrenzen.
Danach ist es möglich, folgende Aufteilung der mesozoischen Sedimentbecken (in 2 Gruppen) vorzunehmen:
- Innere (interiore) Becken - innerhalb des Kontinentalschelfs und häufig auf das heutige Festland (‘onshore’) verlängert:
- Porto-Becken (Bacia do Porto)
- Lusitanisches Becken (Bacia Lustitânica)
- Algarve-Becken (Bacia do Algarve)
- Äussere (exteriore) Becken - in tiefen Gewässern (‘offshore’) westlich und südlich der Inneren Becken:
- Inneres Galizisches Becken (Bacia Interior da Galiza)
- Peniche-Becken (Bacia de Peniche)
- Alentejo-Becken (Bacia do Alentejo)
- Sagres-Becken (Bacia de Sagres)
- Golf von Cadiz-Becken (Bacia do Golfo de Cádis)
Alle diese Becken haben sich durch die tektonischen Prozesse, die zur Öffnung des Nord-Atlantischen Ozeans im Mesozoikum führten, gebildet.
Von diesen ist das Porto-Becken das am weitesten nördlich lokalisierte Becken, mit einer Ausdehnung von 100 km und einer Prolongation zur maritimen Portugiesisch-Spanischen Grenze hin. Dieses Becken befindet sich ausschließlich ‘offshore’ und bedeckt eine Fläche von ca. 2150 km2 (bis zur batrimetrischen Tiefe von 200 m) oder von 2800 km2 (bis zur batimetrischen Tiefe von 1000 m) in portugiesischen Gewässern. Die mesozoischen Sedimetablagerungen in diesem Becken können eine Mächtigkeit von bis zu 8 km erreichen und sind von einer dünnen Schicht känozoischer Sedimente bedeckt.
Das Lusitanische Sedimentbecken, die Bacia Lusitânica, welches sich südlich von dem Porto-Becken befindet, ist das größte interiore portugiesische Becken - es erstreckt sich von ‘offshore’ bis ‘onshore’ auf einer Fläche von ca. 22.000 km2. Die Sedimentablagerungen mit einer Mächtigkeit von ca. 6 km besitzen ein ähnliches Alter wie die des Porto-Beckens, repräsentieren jedoch die grösste Mächtigkeit Jurassischer Sedimente im Vergleich zu kreidezeitlichen Sedimenten. Ebenso wie beim Porto-Becken ist die Sedimentschicht känozoischer Ablagerungen gering.
Das Algarve-Becken mit einer Fläche von ca. 8500 km2 befindet sich im Süden des Landes und erstreckt sich von ‘onshore’ nach ‘offshore’, mehr oder weniger parallel zu Küste. Dieses Becken setzt sich nach Osten unter dem namen ‘Becken von Cadiz’ fort, schon in spanischen Gewässern. Die Sedimenttiefe bis zum Sockel aus dem Karbon kann 7 km überschreiten und die Auffüllung ist hier ebenfalls durch Sedimente der Oberen Trias bis zum Känozoikum hin erfolgt. Die relative Mächtigkeit der Sedimente des Känozoikums, im speziellen des Neogens, ist größer als die in den beiden anderen schon beschriebenen inneren Sedimentbecken.
Die Evolution der äußeren Becken ist nicht so gut bekannt, da der Großteil der Daten der dieses Gebiet betrifft, erst in jüngster Zeit zugänglich ist...Die Gesamtfläche der äußeren Becken ist noch unbekannt...es besteht eine Vorstellung ihrer Formen, aber ihre Grenzen sind noch unbestimmt. Das Gleiche gilt für die Mächtigkeit der Sedimente und ihr Alter. Es kann jedoch bestätigt werden, dass die Mächtigkeit der känozoischen Sedimentablagerungen erheblich größer zu sein scheint als die der Inneren Becken des Okzidentalen Schelfes...
Die Evolution der Becken
Die erste Phase des Riftings[12], die zur Formation der westlichen und nördlichen Becken führte, begann in der Oberen Trias[13] und im Unteren Jura[14]. Bei den ersten Sedimenten handelte es sich um klastische[15], mehr oder wenig grobe, rötliche Sedimente der Oberen Trias, auf die eine ausgedehnte Schicht evaporitischer[16] Sedimente folgte, die hauptsächlich aus Salzen und Anhydriden bestanden, sowie mit einigen Dolomiten, Mergeln und Tonen, die zur Oberen Trias und zum Hettangium[17] gerechnet werden. Die evaporitische Sequenz, die im Porto-Becken weniger entwickelt ist, ist besonders mächtig im Lusitanischen und Algarve-Becken, wo Halokinese[18] eine wichtige Rolle in der Ausformung der Becken spielte...über dieser Sequenz lagerten sich marine Karbonate aus dem Sinemurium[19] ab.
Die regionale Absenkung (Subsidienz[20]) dauerte an und während des Unteren und Mittleren Juras lagerten sich vor allem marine Tiefseekarbonate in der Bacia Lusitânica und dem Porto-Becken ab. Diese Transgression[21] endete zu Ende des Unterjura im Pliensbachium-Toarcium[22]. So entwickelten sich entlang der östlichen und westlichen Ränder der Südlichen Bacia Lusitânica im Bajocium[23] und Callovium[24] in geringer Tiefe Karbonatflächen, was auf eine beginnende Regression[25] schließen lässt. Obwohl im Algarve-Becken die Subsidienz andauerte, behielt das Meer über einer ausgeprägten Karbonatplattform eine geringe Tiefe. Während des Oberen Lias lagerten sich vor allem Dolomite und Kalkmergel ab, im Dogger von Kalken, häufig aus durch Riffe hervorgegangenen Schichten und Mergeln bestehend, gefolgt.
Vom Oberen Callovium bis zum Oxfordium[26] erfolgte eine regionale Anhebung der inneren Becken (und wahrscheinlich auch der äusseren), die eine bedeutende regionale Diskordanz hervorrief. Im Oberen Oxfordium tritt wieder verstärkt eine Absenkung auf. Die plötzlich auftretenden Ablagerungen kontinentalen klastischen Gerölls während des Kimmeridgiums[27] markieren den Beginn der zweiten Phase des Riftings, welche im Aptium[28] mit der definitiven Trennnung der Iberischen und der Nord-Amerikanischen Platte kulminierte.
Die Ablagerung terrigenen Materials dauerte während der Unteren Kreidezeit im Porto-Becken und in der Bacia Lusitânica an. Marine Bedingungen werden im Süden der Bacia Lusitânica vom Oberen Jura bis zur Kreide angehalten haben. An anderen Stellen trennt eine regionale Diskordanz die während dieser Periode abgelagerten Sedimente. Mit dem Wiedereinsetzen einer Subsidienz während der beginnenden Oberkreide (Cenomanium-Turonium)[29] überflutet ein flaches Meer alle Becken, wobei Mergel und Kalke abgelagert werden.
Im Algarve-Becken hielten die Bedingungen eines wenig tiefen Meeres kontinuierlich während des Oberen Jura und der Unteren Kreide an, ohne dass dabei klare Anzeichen für die 2. Phase des Riftings bemerkbar wurden.
Die kreidezeitliche Transgression erreicht ihr Maximum im Cenomanium, wobei eine Sedimentation lediglich im Norden der Bacia Lusitânica und dem Porto-Becken während des Turoniums und des ?Senonianums einsetzte.
Ebenfalls in der Oberen Kreide bildeten sich die subvulkanischen Massive von Sintra, Sines und der Monchique, die der Basaltextrusion von Lissabon vorangehen. Diese Episoden vulkanischer Aktivitäten können mit der durch die Öffnung des Golfes von Biscaia ausgelöste Rotation Iberiens zusammenhängen.
Während des Paläogens[30] erfolgt eine Sedimentation klastischen kontinentalen Materials im Südosten der Bacia Lusitânica. Im Norden der Bacia Lusitânica und dem Porto-Becken werden klastische Materialien und marine Karbonate geringer Meerestiefe abgelagert. In dem Algarve-Becken lagerten sich feine Karbonatschichten, bisweilen von Sanden und Tonen unterbrochen, ab.
Im Neogen[31] erfolgte erneut eine Periode der Absenkung und Transgression in allen Becken, insbesondere im Süden der Bacia Lusitânica und in den Becken des Alentejo und des Algarves, wo dicke Schichten terrigenen Materials und mariner Karbonate aus geringer Meerestiefe abgelagert wurden.
Infolge der Kollision der Afrikanischen und Eurasischen Platte wurden die ersten Kompressionen im Eozän[32] (Pyrenäen-Phase der Alpinen Orogenese) spürbar, die eine Stauchung der Kruste und Inversionen[33] der Becken hervorriefen, insbesondere im Norden des Lusitanischen und des Porto-Beckens. Dagegen hatte die Betische Phase derselben Orogenese vor allem Auswirkungen auf den südlichen Teil der Bacia Lusitânica, sowie auf das Alentejo- und das Algarve-Becken. Der grösste Teil der Strukturierung der sedimentären Auffüllung der Becken infolge der kompressiven Episoden wurde durch die Muster der herzynischen Verwerfungen des Sockels und eine Zunahme der Halokinese kontrolliert, die in Extremfällen zu Diapiren[34] führte, welche die gesamte Sedimentdecke durchbrachen.
Hier einige Fotos von Fossilien vom Cabo Mondego und Serra der Boa Viagem (nördlich von Figueira da Foz), - einem Gebiet, das geologisch der nördlichen Bacia Lusitânica zugehört:
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Fussabtritt eines Dinosaurier?
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“Pedra da Nau” - Fels am Cabo Mondego, der an ein gestrandetes Schiff erinnert
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Pegada de terópode recolhida na Pedra da Nau - Museu Geológico em Lisboa
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Figueira da Foz, Serra da Boa Viagem, Cabo Mondego und Umgebung
Wir begeben uns jetzt nach Figueira da Foz und an das nördlich davon gelegene Cabo Mondego, von dem aus die Serra da Boa Viagem bis zu einer Höhe von ca. 260m NN aufsteigt.
Figueira da Foz, Hafen- und Casinostadt an der Mündung des Mondego-Flusses
Die Verbandsgemeinde Figueira (port. município oder concelho[35] ), mit einem Gebiet von 379,05 km2 und 62125 Bewohnern, wird in 14 “Freguesias”[36] aufgeteilt.
Ihr Sitz ist die Kreisstadt Figueira da Foz, die an der rechten Seite der Mondegomündung in den Atlantik liegt, und erstreckt sich dort bis zum Cabo Mondego (westliches Promontorium der Serra da Boa Viagem), welches am 3. Oktober 2007 zum Naturdenkmal[37] erklärt wurde und wegen seines gut erhaltenen stratigraphischen Profils der Übergangsperiode der geologischen Stufen Aalenium-Bajocium[38] (Mittleres Jura) bekannt ist. Sie ist eines der bedeutendsten touristischen Zentren Portugals, mit einem eigenen Spiel-Casino, einer Stierkampfarena und sonstigen touristischen Attraktionen.
Nördlich von Figueira liegt auch das kleine Fischerdorf Buarcos, am Fusse der Serra da Boa Viagem, eine der 14 ‘freguesias’ von Figueira, das sich noch ein wenig von seiner Ursprünglichkeit und Idylle erhalten hat, obwohl es wie heute fast alle Küstengemeinschaften ebenfalls vom Tourismus überflutet wird.
Ca 10 km von Figueira entfernt, in Richtung Montemor-o-Velho, einem angrenzenden Concelho von Figueira, und Coimbra, der bekannten Universitätsstadt und Hauptstadt des gleichnamigen Distriktes, liegt auch eine Grabungsstätte einer eisenzeitlichen Siedlung, Santa Eulália[39], mit einer kleinen Kapelle auf einem und einer schönen Aussicht auf die Reisfelder des Mondegotales.
Ausser einer schönen und abwechslungsreichen Landschaft mit ausgedehnten Sandstränden an der Atlantikküste und dem Kalkgebirge der Serra da Boa Viagem finden wir aber in der Umgebung von Figueira da Foz auf engstem Raum und abseits des touristischen Trubels eine Vielzahl interessanter und wertvoller Biotope in den unterschiedlichsten Ökosystemen. Es lassen sich folgende Ökosysteme und Biozönosen[40] unterscheiden, in denen wir eine wertvolle und abwechslungsreiche, manchmal sehr seltene und eigenständige Flora und Fauna wiederfinden: das Mondego-Estuar mit der Insel von Morraceira[41], die Serra da Boa Viagem, die geogenen Riffe des Cabo Mondego, unberührte Sandstrände nördlich der Serra da Boa Viagem und eine weite, gut erhaltene Dünenlandschaft der Dünen von Mira, Gândara e Gafanhas[42][43] mit natürlichen Süßwasserseen (Lagoas de Quiaios) in den Interdunargebieten.. [44] [45]
Strand von Murtinheira und Quiaios (nördlich der Serra da Boa Viagem) -
vom Cabo Mondego aus gesehen[46]
Die Brücke von Figueira da Foz über den Mondego-Fluss sowie
die Sapale der Insel von Morraceira (Murraceira), einer Insel zwischen dem linken (südlichen) Altarm und dem rechten (nördlichen) kanalisierten Arm des Mondego-Flusses im Mondego-Estuar.
Salinen auf der Insel von Morraceira (Ilha de Morraceira)
Alter Salzschuppen auf der Insel von Morraceira.
Im Vordergrund Wegwarte (Cichorium intybus).
Flamingos auf der Insel von Morraceira (sie brüten jedoch nicht auf der Insel, die durch die Ramsar-Konvention geschützt ist)
Geogene Riffe de Cabo Mondego
Atlantik und Riffe am Cabo Mondego
Anwohner von Buarcos auf der Suche nach “Meeresfrüchten” wie Miesmuscheln, Meeresschnecken und Entenmuscheln sowie nach Tintenfischen und Garnelen auf den Mondego-Riffen.
Cabo Mondego im Winter
Armeria welwitschii, ein portugiesischer Endemismus
Im Hintergrund - die Serra da Boa Viagem, von den Dünen von Quiaios aus gesehen.
Im Vordergrund - die essbaren Früchte der
Weißen Krähenbeere (Corema album), einem Iberischen Endemit aus der Familie der Erikagewächse (Ericaceae).
Altes Haus in Murtinheira mit blühendem Granatapfel (Punica granatum) im Vordergrund.
Bewohnerin von Murtinheira (Freguesia von Figueira nördlich der Serra da Boa Viagem)
Der Leuchtturm (port. Farol) des Cabo Mondego
Felsklippen und Trespen-Schwingel-Kalk-Trockenrasen (Festuco-Brometalia - Habitat 6210) am Cabo Mondego
Felsklippen und Trespen-Schwingel-Kalk-Trockenrasen (Festuco-Brometalia - Habitat 6210) an einem Aussichtspunkt - der ‘Bandeira’ - mit weitem Blick auf die Dünen von Quiaios, Mira, Gândara und Gafanhas
Iris lusitanica, Endemismus der Iberischen Halbinsel, in den
Senecio doronicum ssp. lusitanicum, Endemismus der portugiesischen Atlantikküste, auf einem Kalkfelsen in den Trespen-Schwingel-Kalk-Trockenrasen (Festuco-Brometalia - Habitat 6210)
Doronicum plantagineum (ssp. ?emarginatum)
Frutos de Doronicum plantagineum (ssp. ?emarginatum)
Dünenwälder von Quiaios, Mira, Gândara und Gafanhas mit reichem Flechtenbewuchs
Dünenwälder von Quiaios, Mira, Gândara und Gafanhas mit reichem Flechtenbewuchs
Die Süsswasserseen von Quiaios (Lagoas de Quiaios)
Die Süsswasserseen von Quiaios (Lagoas de Quiaios)
Stilleben
Drosera intermedia, eine seltene Pflanze an den Ufern der Seen von Quiaios
Der Louisiana-Flusskrebs (Procambarus clarkii) - seit 1979 in Portugal (Rio Guadiana) eingeschleppt.
?Ferritische Inkrustationen am Grunde der Lagoa das Braças (einer der Seen von Quiaios), bei fast vollständiger Austrocknung des Sees im jahr 2009 beobachtet.
Weitere Fotos zu den genannten Biotopen mit ihrer Flora und Fauna
Ilha da Morraceira (Mondego-Estuar)
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Riffe des Cabo Mondego
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Serra da Boa Viagem
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Sandstrände von Murtinheira bisTocha
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 Embrio einer Sepia (Tintenfisch) nach Abschälen der äusseren schwarzen Eischale (Augen und Schulp sind erkennbar) | |
Dünen von Mira, Gândara und Gafanhas
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Dünenseen von Quiaios und Interdunargebiete
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Die selteneren Pflanzenarten an den Seen von Quiaios und in den angrenzenden Biotopen:
Flora-On - Suchabfragen
Hier noch einige Suchabfragen in der FLORA-On sowie die Beschreibungen des ICNF zu den besuchten Gebieten:
[1] Die
“Reisestationen” dieser Arbeit wurden in Anlehnung an die
“Plant-Hunting Regions” bei Polunin & Smythies (Reisestationen
entsprechend der “Plant Hunting Regions” in: POLUNIN, Oleg; SMYTHIES,
Bertram E. Flowers of South-West Europe. Oxford University Press, 1973.
(New edition: Oxford University Press, 1988.) ausgewählt, aber für
Portugal um einige neue Stationen (Alentejo; Serra da Lousã; Douro
Internacional; Serra Montesinho) ergänzt bzw. erweitert.
[2] Moritz Willkomm (1852): Die Strand- und Steppengebiete der iberischen Halbinsel und deren Vegetation. Leipzig 1852.
[5] DOS
REIS, Rui Paulo Bento Pena; PIMENTEL, Nuno Lamas; GARCIA, Antônio Jorge
Vasconcelos. A Bacia Lusitânica (Portugal): análise estratigráfica e
evolução geodinâmica. Bol. Geosci. Petrobras, 2010, 19: 23-51.
VERGÉS, Jaume; FERNÀNDEZ, Manel. Ranges and basins in the Iberian Peninsula: their contribution to the present topography. Geological Society, London, Memoirs, 2006, 32.1: 223-234.
CASAS-SAINZ, A. M.; DE VICENTE, G. On the tectonic origin of Iberian topography. Tectonophysics, 2009, 474.1: 214-235.
[6] PEREIRA, D. I., et al. Unidades geomorfológicas de Portugal Continental. Revista Brasileira de Geomorfologia, 2014, 15.4: 567-584.
[8] PAIS,
João, et al. The Paleogene and Neogene of Western Iberia (Portugal): A
Cenozoic Record in the European Atlantic Domain. In: The Paleogene and Neogene of Western Iberia (Portugal). Springer Berlin Heidelberg, 2012. p. 1-138.
[11] Das Karbon ist in der Erdgeschichte das fünfte chronostratigraphische System bzw. die fünfte geochronologische Periode des Paläozoikums. Das Karbon begann vor etwa 358,9 Millionen Jahren und endete vor etwa 298,9 Millionen Jahren. Es wird vom Perm überlagert und vom Devon unterlagert.
[12] Unter Grabenbruch (auch Riftzone, Rift Valley von engl. Rift: Riss, Spalte) versteht man in der Geologie eine langgestreckte tektonische Dehnungszone, an der sich ein relativ schmaler Krustenbereich entlang von tief in die Kruste reichenden Verwerfungen absenkt.
Die Verwerfungen können bereits vorhanden gewesen sein, können aber
auch aufgrund der Zugkräfte neu entstanden sein. Aktive Grabenbrüche
sind zugleich auch Sedimentbecken.
[13] Die Trias (altgr. τριάς, gen. τριάδος = Dreiheit, Dreizahl) (adj. triassisch[1], selten auch triadisch[Anm. 1]) ist in der Erdgeschichte das unterste System bzw. die älteste Periode des Mesozoikums (Erdmittelalter).
Sie erstreckt sich über den Zeitraum von etwa 252,2 bis etwa 201,3
Millionen Jahren vor heute und dauert somit ca. 51 Millionen Jahre. Der
Trias geht das Perm voraus, ihr nach folgt der Jura.
[14] Der Jura ist in der Erdgeschichte das mittlere chronostratigraphische System (bzw. Periode in der Geochronologie) des Mesozoikums.
Der Jura begann vor etwa 201,3 Millionen Jahren und endete vor etwa 145
Millionen Jahren. Er dauerte somit ca. 56,3 Millionen Jahre. Der Jura
wird von der Trias unter- und von der Kreide überlagert.
[15] Klastische Sedimentite (von griech. κλαστός klastós „in Stücke gebrochen“), detritische Sedimentite oder auch Trümmergesteine sind
Sedimentgesteine, deren Material vorwiegend der mechanischen Zerstörung
anderer Gesteine entstammt. Dabei ist es prinzipiell unerheblich,
welcher Gesteinsklasse (Magmatite, Sedimentite, Metamorphite)
diese Ausgangsgesteine angehörten. Die geographische Region, in der die
Ausgangsgesteine vermutet werden oder in der sie noch heute nachweisbar
sind, wird Liefergebiet genannt.
[16] Evaporit (lat. evaporo, ‚ausdampfen‘‚ ,ausdünsten‘) bezeichnet ein chemisches Sedimentgestein, das sich in aridem Klima in
Meeres- oder Seebecken durch Ausfällung aufgrund einer
verdunstungsbedingten Übersättigung des Wassers an gelösten Mineralen
bildet. Sedimentabfolgen, die entweder einen hohen Anteil an Evaporiten
besitzen oder fast ausschließlich aus Evaporiten bestehen, werden auch
als Salinar bezeichnet.
[17] Das Hettangium (im Deutschen oft verkürzt zu Hettang, seltener auch abgewandelt zu Hettangien) ist in der Erdgeschichte eine chronostratigraphische Stufe des Juras, die geochronologisch etwa dem Zeitraum vor 201,3 bis 199,3 Millionen Jahren entspricht und somit etwa zwei Millionen Jahre dauerte.
[18] Ascensão de corpos salinos, originados em depósitos evaporíticos, penetrando e deformando camadas de rochas mais densas acima e produzindo estruturas dômicas de grande interesse na exploração petrolífera. [Autor: Winge,M.] Home page Glossário Geológico
[19] Das Sinemurium (auch Sinemur, oder seltener auch Sinemurien) ist in der Erdgeschichte eine chronostratigraphische Stufe des Juras. In der geochronologischen Gliederung der Erdgeschichte entspricht dies in etwa dem Zeitraum von 199,3 bis 190,8 Millionen Jahren. Das Sinemurium folgt auf das Hettangium, es wird vom Pliensbachium abgelöst.
[20] Subsidência - Em geologia, geografia e topografia subsidência refere-se ao movimento de uma superfície (geralmente a superfície da Terra) à medida que ela se desloca para baixo relativamente a um nível de referência, como seja o nível médio do mar. O oposto de subsidência é o levantamento tectónico, que resulta num aumento da elevação. Em meteorologia e climatologia o termo é aplicado ao movimento descendente de massas de ar.
[21] Eine Transgression (fast ausnahmslos die Kurzform für marine Transgression) bezeichnet das landwärtige Vorrücken einer Küstenlinie, sowie die dadurch ausgelösten Veränderungen in der Sedimentationsdynamik des davon betroffenen Sedimentbeckens. Dies kann Folge der tektonischen Absenkung einer Landmasse oder eines Anstieges des globalen (eustatischen) Meeresspiegels, z. B. durch die klimatisch bedingte Freisetzung von Wasser aus kontinentalen Eismassen sein.
[25] Als Regression (von lat. regredior, zurückschreiten) wird in der Geologie das seewärtige Zurückweichen einer Küstenlinie und die dadurch ausgelösten Veränderungen in der Sedimentationsdynamik des davon betroffenen Sedimentbeckens bezeichnet.
Eine Regression kann Folge der fortschreitenden Einschüttung von
Sedimenten in den Küstenbereich einer Landmasse (engl. normal regression, vgl. →Progradation), der tektonischen Anhebung einer Landmasse oder einer Absenkung des globalen (eustatischen) Meeresspiegels, z. B. durch die klimatisch bedingte Bindung von Wasser in kontinentalen Eismassen sein (beides engl. forced regression). Eine Regression äußert sich in der Sedimentabfolge durch einen Umschwung von z. B. einem eher marinen Ablagerungsmilieu zu einem eher terrestrischen Ablagerungsmilieu oder nicht selten auch in Form von Schichtlücken. Im Gegensatz dazu steht die Transgression, bei der die Küstenlinie landeinwärts wandert.
[26] Das Oxfordium (häufig verkürzt auch nur Oxford, seltener auch Oxfordien) ist in der Erdgeschichte die untere chronostratigraphische Stufe der Oberjura-Serie im Jura. Die Stufe begann geochronologisch vor ca. 163,5 Millionen Jahren und endete vor ca. 157,3 Millionen Jahren. Das Oxfordium folgt nach dem Callovium und wird vom Kimmeridgium abgelöst.
[28] Das Aptium (im deutschen Sprachgebrauch auch verkürzt nur Apt genannt, seltener auch Aptien) ist in der Erdgeschichte die Bezeichnung für eine chronostratigraphische Stufe in der oberen Unterkreide. Sie dauerte geochronologisch von etwa 126,3 Millionen Jahren bis vor etwa 112,9 Millionen Jahren. Das Aptium folgt auf das Barremium und wird vom Albium abgelöst. https://de.wikipedia.org/wiki/Aptium
[30] Das Paläogen (von altgriechisch παλαιός palaiós „alt“ und γένος génos „Abstammung, Zeitalter“) ist das unterste chronostratigraphische System und die älteste geochronologische Periode des Känozoikums und dauerte von vor etwa 66 Millionen Jahren bis zum Beginn des Neogens vor etwa 23,03 Millionen Jahren. Paläogen und Neogen wurden früher zum System des Tertiärs zusammengefasst. Die Bezeichnung „Tertiär“ wird allerdings mittlerweile von der International Commission on Stratigraphy (ICS) nicht mehr verwendet und Paläogen und Neogen werden inzwischen im hierarchischen Rang von Systemen verwendet.
[31] Das Neogen (νέος néos "neu" und -gen von γίγνομαι gígnomai werden) ist ein Abschnitt der Erdgeschichte. Nach heutiger Definition wird das Erdzeitalter des Känozoikums geochronologisch in drei Abschnitte eingeteilt: in das Paläogen, das Neogen und das Quartär. In der Chronostratigraphie ist das Neogen damit das zweithöchste System.
[32] Das Eozän ist in der Erdgeschichte eine chronostratigraphische Serie (= Zeitintervall) innerhalb des Paläogens.
Das Eozän begann vor etwa 56 Millionen Jahren und endete vor etwa 33,9
Millionen Jahren und ist die zweite Serie des Paläogens (siehe Geologische Zeitskala). Dem Eozän folgte das Oligozän und ging das Paläozän voraus.
[33] In structural geology inversion or basin inversion relates to the relative uplift of a sedimentary basin or similar structure as a result of crustal shortening. This normally excludes uplift developed in the footwalls of later extensional faults, or uplift caused by mantle plumes. "Inversion" can also refer to individual faults, where an extensional fault is reactivated in the opposite direction to its original movement.
[34] Ein Diapir (von altgriechisch διαπείρειν diapeirein „durchdringen“) ist in der Geologie ein Bereich, in dem Material aus tieferen Schichten aufgestiegen ist. Dieses Phänomen nennt man Diapirismus. Es kommt in großem Maßstab beim Erdmantel vor. Über Hotspots bilden sich Manteldiapire (engl. mantle plumes). Der Antrieb für den Aufstieg ist eine niedrigere Dichte der tiefer liegenden Schicht. Die dadurch entstandene Rayleigh-Taylor-Instabilität lässt Blasen des unten liegenden Materials aufsteigen.
Aufsteigende Schmelzen können Intrusionen bilden, beispielsweise die granitischen Batholithe, große pilzförmige Tiefengesteinskörper, auch Plutone genannt.
Evaporitdiapire können Salzstöcke und Salzwälle bilden.
Salzstöcke sind kegel-, zylinder- oder pilzförmig. Sie ragen von der
Schicht, aus der sie entstanden sind (Muttersalzschicht, engl. mother salt layer) nach oben, zum Teil bis an die Erdoberfläche.
[38] Das Aalenium (deutsch verkürzt auch Aalen, auch Aalenien) ist in der Erdgeschichte eine chronostratigraphische Stufe des Jura und umfasst geochronologisch den Zeitraum von etwa 174,1 bis 170,3 Millionen Jahren. Dieser Stufe geht das Toarcium voraus; ihr folgt das Bajocium.
[40] Eine Biozönose oder Biocoenose (altgriechisch βίος bios ‚Leben‘ und κοινός koinós ‚gemeinsam‘) ist eine Gemeinschaft von Organismen verschiedener Arten in einem abgrenzbaren Lebensraum (Biotop) bzw. Standort. Biozönose und Biotop bilden zusammen das Ökosystem.
"A
Morraceira é uma ilhota, com uma área de cerca de 635 hectares, situada
perto da foz do Mondego, entre os dois braços em que o rio se separa a
alguma distância da costa. O seu nome derivaria do nome de uma planta.
Teria sido a Spartina stricta, uma gramínea muito abundante na região do Baixo Mondego, vulgarmente conhecida por morraça,
que teria originado o topónimo Morraceira, que parece ser mais correcto
do que Murraceira. Esta dedução etimológica foi sustentada pelo Dr.
Joaquim Albino da Silveira, considerado filólogo, que foi advogado e
notário na Figueira.
[43] António Campar de Almeida - “Dunas de Quiaios, Gândara e Serra da Boa Viagem”. Fundação Calouste Gulbenkian. 1997.
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