Praia da Mareta – Viagem ao Jurássico Médio

Introdução

A «Bacia do Algarve» corresponde aos terrenos mesocenozóicos que orlam o Sul de Portugal, desde o Cabo de São Vicente ao rio Guadiana, penetrando irregularmente para o interior entre 3 km a 25 km, sobre terrenos do Carbonífero da Zona Sul Portuguesa.

O hiato, de aproximadamente 70 milhões de anos, materializado pela discordância angular entre as rochas sedimentares de tipo flysch do Carbónico, metamorfizadas e deformadas durante a orogenia varisca, e as rochas sedimentares continentais do Triásico Inferior provável, separa dois ciclos de Wilson.

Os sedimentos do Carbonífero metamorfizados resultam do empilhamento orogénico de um possível prisma de acreção associado à orogenia varisca e ao fecho de um oceano paleozóico e formação da Pangea, enquanto que os sedimentos continentais triásicos resultam do fim do colapso e do arrasamento do orógeno varisco e início do estiramento continental que viriam a culminar com a separação das placas litosféricas África, Eurásia e América. Estes acontecimentos podem se observados na Praia do Telheiro (Assim nasceu um oceano pode ser consultado aqui).

Os sedimentos mais recentes do Mesozóico e os mais antigos bem datados do Cenozóico encontram-se separados por um outro hiato que ultrapassa ligeiramente os 70 milhões de anos na área emersa. Este hiato resulta duma alteração tectónica radical no contexto onde nessa época geológica se inseria a Bacia do Algarve. Esta mudança, que ocorreu no fim do Cenomaniano, resultou da rotação do deslocamento da trajetória de África em relação à Eurásia e poria termo ao regime distensivo e de bacia de tipo rifte na Bacia do Algarve, e daria início à colisão, Figura 1.

Bacia Algarvia

Figura 1 –  A Bacia Algarvia com 150 km de comprimento e 13 a 30 km de largura apresenta uma orientação EW. Está limitada a Norte pelo soco Paleozóico, e a Sul por uma margem atlântica passiva. O registo estratigráfico da Bacia Algarvia engloba unidades geológicas com idades desde o Triássico até ao Quaternário. Os depósitos sedimentares do Mesozoico e Cenozoico correspondem a duas bacias distintas sobrepostas. Este registo estratigráfico apresenta importantes lacunas o que é interpretado como tendo sido causado pela variação eustática do nível do mar ou fenómenos de rifting ou ainda subsidência da margem Sul da bacia. Esta bacia contemporânea da Bacia Lusitâniana (Orla Ocidental) ter-se-á formado durante a abertura do oceano de Tethys e Atlântico, sofrendo uma inversão, fenómeno este induzido pela colisão das placas Africana e Euro-asiática no Cretácico superior.

Na Praia da Mareta as rochas que afloram são praticamente todas do Jurássico médio e alguns estratos do Jurássico superior. O episódio descrito neste “post” tem este lapso temporal da História da Terra. Não estão aqui descritas rochas do Jurássico inferior. Estas últimas vão ser descritas na Praia do Beliche (Belixe).

Mas o que aconteceu entre o Triássico e o Jurássico Médio para não estarem presentes rochas com idade do Jurássico Inferior na Praia da Mareta?

De facto o Jurássico inferior correspondeu a uma fase de acentuada erosão em toda a Bacia do Algarve, marcada e registada por uma descontinuidade.   

Praia da Mareta

Fundamental para compreender a história registada na Praia da Mareta é a noção o espaço e do tempo em que ela decorreu. Para percebermos o registo geológico convém ter presente o tempo do “Jurássico” da Figura 2.

Tabela

Figura 2 : Os andares importantes para compreender os afloramentos da Praia da Mareta: Aaleniano – Bajociano – Calloviano todos do Jurássico médio e Oxfordiano e Kimmeridgiano do Jurássico Superior.

A sequência de sedimentos observável na praia da Mareta representa um registo sedimentar de crescente profundidade da coluna de água, com os sedimentos mais antigos formados a menor profundidade enquanto os sedimentos mais recentes se formaram a maiores profundidades, Figura 3.

Evolução Paleogeográfica

Figura 3 – O registo sedimentar revela que a sedimentação mais antiga ocorre, na zona de Sagres, em ambiente de pequena profundidade, nas proximidades do litoral, com a formação de recifes de coral. Estes sedimentos são gradualmente recobertos por calcários margosos – sedimentos hemiplágicos – indicando um gradual aumento da profundidade da coluna de água. O final da sequência sedimentar do Jurássico médio é caracterizada por mais um evento erosivo forte antes do início da sedimentação do Jurássico superior.

  1. Aaleniano/Bajociano – Recife de Coral, brecha conglomerática e calcáro oolítico

Os sedimentos mais antigos observáveis na praia da Mareta correspondem a unidades recifais, de idade Aaleniana/Bajociana, que se encontram carsificadas por um período de exposição sub-aérea. Este afloramento corresponde a um antigo banco de coral, existindo outras evidências deste tipo de sedimentação na vizinhança. Este tipo de corais apenas se desenvolve em zonas de pequena profundidade, de águas quentes e límpidas, constituindo um excelente indicador das condições paleoambientais desta zona durante o Aaleniano. Neste afloramento são visíveis os organismos construtores de recifes, na sua posição de vida, Foto 1, 2 3 e 4. Este recife encontra-se in situ, ou seja, está na posição de vida dos corais e quando se formou, o clima era quente e as águas pouco profundas. Esta formação recifal foi erodida o que é indicador de uma descida do nível do mar e exposição sub-aérea responsável pela sua erosão, Foto 2.

Corais (Praia da Mareta)-10

Foto 1 – Consideram-se dois tipos de construções recifais: o BIOERMA, do grego bio (vida)+herma (rochedo), que consiste numa massa de calcário lenticular espessa, sem estratificação, edificada por organismos construtores (coraliários, algas) que permanecem em posição de vida;  o BIOSTROMA, do grego bio+stroma (cobertura), corresponde a uma estrutura tabular de calcário, construída por organismos (rudistas, ostreídeos), constituindo uma ou mais camadas interestratificadas numa dada sequência.

Corais (Praia da Mareta)-25

Foto 2 – Afloramento do recife de corais. Este ambiente de águas de muito pequena profundidade ou águas rasas, é o responsável pela grande maioria das rochas carbonatadas ao longo da história da Terra, com destaque para as plataformas carbonatadas e os altos fundos ou bancos de idêntica natureza. Caracterizam-se por uma imensa actividade biológica, com variados e abundantes organismos produtores de carbonatos de cálcio e, por vezes, de cálcio e magnésio e por condições físico-químicas indutoras da precipitação desses carbonatos, nomeadamente agitação, limpidez e temperatura das águas, sempre relativamente quentes. Vestígios de erosão com fragmentos detrítios de cor avermelhada indicadoras de exposição sub-aérea.

2. Brecha conglomerática e o Princípio da Inclusão

Brecha (Praia da Mareta) - Legenda

Foto 3 – Princípio da Inclusão. Identificado por Nicolau Steno, neste princípio assume-se que qualquer corpo rochoso existente no interior de outro foi, necessariamente, formado antes do corpo que o inclui. Neste exemplo a brecha é constituída por fragmentos de outras rochas preexistentes, os fragmentos do recife de coral.

Corais (Praia da Mareta)-4.jpg

Foto 4 – Brecha conglomerática com elementos recifais cuja espessuara é variável. Contém fragmentos de calcários variados: fragmentos de polipeiros, calcário oolítico, calcário com crinóides, calcário branco compacto, ligados por cimento de calcário oolítio e pisolítico.

Calcário oolítico 

Calcário oolítico de grau regular fino, Foto 5. Os oólitos dos sedimentos antigos, ou seja, das rochas litificadas, são, via de regra, esferoidais, calcíticos, fibrorradiados ou em capas concêntricas. O oólito não é um elemento exclusivo das rochas carbonatadas. Os oólitos formam-se, sobretudo, em águas tépidas pouco profundas (<15 m), ricas em carbonato de cálcio, de preferência nos locais com menos de 2 m de profundidade, agitadas por correntes de ondulação, de maré ou por ventos fortes, muito frequentes nas regiões intertropicais.

Corais (Praia da Mareta)-2.jpg

Foto 5  – Calcário oólito de grão fino formado a pouca profundidade.

2. Batoniano – Calcário amarelo-claro com Zoophycos (icnofósseis)

Os Icnofósseis são vestígios de actividade vital (isto é, de actividade biológica) de organismos do passado (do grego icnós, traço, vestígio + fóssil). Por exemplo, são icnofósseis os Zoophycos, Foto 6. Os Zoophycos encontram-se na unidade “ Margas e Cálcarios detríticos com Zoophycos da praia da Mareta”, numa sequência, com 25 metros de espessura, de idade Bajociano superior- Batoniano inferior. A formação destes calcários margosos ocorreu em zonas com maior profundidade.

Zoophycos (Praia da Mareta com esquema.jpg

Foto 6 – As pistas de Zoophycos representam túneis escavados por seres vivos que habitavam o fundo do oceano e que se alimentavam de sedimentos. Os túneis eram escavados à medida que o animal ingeria os sedimentos, mais tarde o animal voltava ao centro e recomeçava um novo túnel sendo assim possível obter a forma característica das pistas de Zoophycos. Modelo de construção dos Zoophycos da praia da Mareta. As setas indicam os vectores de crescimento e a rotação refere-se ao sentido de enrolamento. As pistas de Zoophycos apresentam uma grande distribuição estratigráfica, sendo muito frequentes, nas sequências calciturbiditicas do Toarciano ao Caloviano das bacias Lusitânica e Algarvia.

3. Caloviano – Slumping

Afloramento de calcário margoso compacto, de cor amarelada. Aparecem registos de fenómenos de “slumping” (escorregamentos contêmporâneos da sedimentação). No topo termina por uma superfíce ondulada que corta aobliquamente as camadas superiores, definindo uma clara discordância. Na arriba estão expostos vários horizontes evidenciando materiais deslocados, exibindo dobras e falhas sin-sedimentares isto é que afectaram os sedimentos quando estes ainda se estavam a depositar, Foto 7, 8.

Slumping (Praia da Mareta)-3

Foto 7 – Slumping.  Os fluxos gravitacionais de massa são processos de ressedimentação que estão frequentemente associados a fluxos de detritos, em áreas geralmente com gradiente mais íngreme, sendo, por conseguinte, mais suscetíveis à desestabilização por ação da gravidade. Os fluxos gravitacionais de massa diferenciam-se dos fluxos de detritos – que são fluxos gravitacionais de sedimentos – porque ainda guardam resquícios da organização interna do depósito original (protólito).

Slumping (Praia da Mareta)-5

Foto 8 – Slumping.  O processo de escorregamento (slumping) tem  muitas similaridades com o de deslizamento e, em certos casos menos evoluídos, pode resultar em depósitos transicionais entre slides e slumps. Da mesma forma que os depósitos de deslizamento (slides), os depósitos produzidos por escorregamentos (slumps) também têm uma superfície basal que concentra a maior parte dos esforços cisalhantes causadores do movimento; contudo, nos slumps o material transportado é caracteristicamente pouco consolidado, possibilitando a geração de dobramentos e até mesmo o rompimento de camadas. As deformações advindas do processo de slumping são mais nítidas quando o conjunto escorregado é constituído por  estratos ricos em intercalações pelíticasO grau de complexidade deformacional e de fragmentação de estratos cresce à medida que o escorregamento prossegue talude abaixo, podendo levar à fragmentação, boudinage e mesmo à homogeneização da massa transportada, a ponto tal que o depósito resultante poderá gradar a um depósito de fluxo de detritos (debris flow).

 4. Descontinuidade estratigráfica

Quando dois estratos se sobrepõem sem interupção de depósito diz-se haver continuidade de sedimentação. Ao contrário, se tiver havido interrupção da sedimentação, geralmente acompanhada por fenómenos de erosão, as unidades em casa dizem-se em descontinuidade. Tal descontinuidade pode ser resultado de uma lacuna, quando se tenha verificado ausência de sedimentação durante um certo intervalo de tempo, designado por hiato. A descontinuidade corresponde a uma paragem na sedimentação, portanto, a uma lacuna, a qual se manifesta normalmente por uma superfície dita de descontinuidade.

Na Ponta da Atalaia observa-se, de longe, um nível irregular separando bancadas claras de calcários, de bancadas mais acastanhadas. Este contacto corresponde à discordância Caloviano-Oxfordiano, Foto 9 e 10.

Discordância do Oxfordiano esquema (Praia da Mareta)-4

Foto 9 – Zona Este da Praia da Mareta e a discordância estratigráfica.

Discordância do Oxfordiano (Praia da Mareta) 2A

Foto 10 – Do Caloviano Superior ao Oxfordiano, um levantamento regional ocorreu  nas bacias interiores (e provavelmente nas bacias exteriores também) que originou uma discordância regional importante. No Oxfordiano Superior a subsidência torna a ocorrer com taxas elevadas. O acarreio abrupto de material continental clástico grosseiro durante o Kimeridgiano, marcou o início da segunda fase de rifting que culminou com a separação final, no Aptiano, das placas Ibérica e Norte Americana. A deposição de material terrígeno continuou durante o Cretácico Inferior sobre as bacias do Porto e Lusitânica. Ambientes marinhos terão persistido na região Sul da bacia Lusitânica desde o Jurássico Superior ao Cretácico. Noutros locais uma discordância regional separa os sedimentos depositados durante este período. Com a retomada da subsidência, durante o Cenomaniano-Turoniano, um mar pouco profundo invade todas as bacias, depositando margas e calcários.

Tectónica 

Observações de campo permitem afirmar que a Bacia Algarvia se encontrou, em termos gerais, em regime distensivo, durante todo o Mesozoico até ao final do Miocénico inferior. Apenas no Cretácic terminal, associado à rotação da Península Ibérica e à instalação dos macoços sub-vulcânicos de Sintra, Sines e Monchique, houve um episódio tectónico compressivo associado à fase pirenaica.

Na Praia da Mareta ocorrem falhas normais relacionadas com este ambiente tectónico distensivo, Foto 11 e 12.

F1

Foto 11 – Falha normal afetando os estratos do Bajociano e do Batoniano

F2

Foto 12 – Falha normal afetando os estratos da arriba oeste da Praia da Mareta.

Cenozoico

Nesta zona da praia da Mareta é possível observar a existência de dunas fósseis o que se pode observar na Foto 13.  Estas dunas de idade quaternária (provavelmente Oleistocénico terminal), representam uma altura em que o mar estaria mais recuado. É ainda possível observar o contacto da duna com a rocha que lhe serviu de suporte. Pode observar-se uma descontinuidade entre rochas do Mesozoico (Jurássico médio) e o Cenozoico.

Duna

Foto 13 –  Aspecto geral da zona final da praia da Mareta, em baixa-mar. Rampa de duna fóssil.

Álbum de fotos pode ser consultado aqui.

Fontes utilizadas:

http://webpages.fc.ul.pt/~cmsilva/Paleotemas/Icnofossil/Icnofoss.htm

https://www.researchgate.net/publication/279421860_Palinoestratigrafia_do_Jurassico_da_regiao_de_Sagres_Bacia_Algarvia_e_da_Carrapateira_resultados_preliminares

http://www.enmc.pt/pt-PT/atividades/pesquisa-e-exploracao-de-recursos-petroliferos/a-pesquisa-de-petroleo-em-portugal/geologia-do-petroleo-2/

https://www.researchgate.net/publication/282292150_Ambientes_Marinhos_Profundos_Sistemas_Turbiditicos_Deep_Water_Environments_Turbidite_Systems

Click to access CT_11_19.pdf

http://repositorio.lneg.pt/handle/10400.9/2251

 

Milonitos e zonas de cisalhamento

A deformação por cisalhamento tende a localizar-se em zonas ou bandas. Este tipo de deformação localiza-se em zonas de fraturas de cisalhamento e nas falhas que se formam em regime rúptil (frágil). Localizam-se também em regime plástico.

Estas zonas de cisalhamento são estruturas importantes e, em geral, contêm estruturas internas que refletem o tipo e a história de deformação, sendo importantes na compreensão do desenvolvimento tectónico de uma determinada região, Foto 1.

Cisalhamento

Foto 1 – Fácies metamórficas onde ocorrem as rochas miloníticas.

O que é um cisalhamento?

Uma zona de cisalhamento é uma zona tabular onde a deformação é maior que a deformação das rochas em seu redor. De acordo com o tipo de deformação as zonas de cisalhamento podem ser classificadas em zonas de cisalhamento puro, zonas de cisalhamento subsimples e zonas de cisalhamento simples.

Uma zona de cisalhamento é limitado por duas margens ou paredes da zona de cisalhamento, que separam a zona de cisalhamento de dois blocos adjacentes.

A deformação é máxima  na zona central de cisalhamento, Foto 2.

Cisalhamento 234

Foto 2 –  Zona de cisalhamento dúctil entre dois encaixantes rígidos. Um agregado equigranular de mineras claro e escuros é convertido num agregado de granulação fina deformada.  Os mecanismos de deformação dependem da temperatura, da pressão, reações metamórficas, cimentação, taxa de deformação e quantidade de fluidos disponíveis, além da distribuição dos minerais e das suas propriedades ao longo da zona de cisalhamento. Estes fatores podem variar ao longo do tempo devido a mudanças das condições físicas.

Nas áreas centrais das zonas de cisalhamento plástico a deformação é alta a ponto de achatar e traspor totalmente as texturas e estruturas preexistentes. As rochas tornam-se fortemente bandadas e são denominadas de Milonitos.

Milonitos

O termo milonito criado em trabalhos pioneiros na zona de cavalgamento de Moine, na Escócia. Durante o século XX foi utilizado com dois significados diferentes.  A palavra é originária do latim e refere-se à moagem ou fragmentação em pequenos pedaços. Os milonitos são formados principalmente por mecanismos de deformação plástica.

O termo milonito é aplicado atualmente a rochas fortemente deformadas, que passaram por redução da sua granulação em consequência de deformação plástica, ao passo que o termo Cataclasito  é usado quando o fluxo cataclástico é dominante. A catáclase pode ocorrer durante a milonitização, se o feldspato for fragmentado em matriz onde o quartzo foi plasticamente deformado, Foto 3.

Cataclastito

Foto 3 – Distribuição de diferentes tipos de “rochas de falhas” com a profundidade na crosta o longo de uma zona de cisalhamento transcorrente principal.

Os milonitos, Foto 4,  são divididos em três subgrupos, dependendo de quanto a matriz original permanecer intacta (não recristalizada):

  • Protomilonito: < 50 da matriz (cristais neoformados)
  • Milonito:  50 – 90% da matriz
  • Ultramilonito: > 90% da matriz (cristais neoformados)

A transição do protomilonito, passando por milonito até ultramilonito é reconhecível em muitas zonas de cisalhamento, mas a sua identificação é mais difícil em rochas que foram expostas a processos orogénicos anteriores.

As características dos milonitos variam em função da pressão, temperatura, composição mineralógica, presença de fluidos e taxa de deformação.

Mylonites (Nantes - Bretagne)

Milonito

Foto 4 – Milonitos (Maciço Armoricano – Bretanha,  França)

 

Fontes consultadas: 

https://books.google.pt/books?id=We3h48ds5QEC&printsec=frontcover&hl=pt-PT&source=gbs_ge_summary_r&cad=0#v=onepage&q&f=true

https://folk.uib.no/nglhe/

 

 

Grés de Silves – assim nasceu um oceano

No final do Paleozoico a orogenia varisca fechava um oceano dando origem a uma cadeia de montanhas : Orógeno Varisco. Cedo esta cadeia montanhosa foi erodida e um novo Ciclo Wilson teve início: o Ciclo Alpino. Na Praia do Telheiro podemos observar alguns destes episódios da evolução da  cadeia paleozoica e do início do Ciclo Alpino.

A Bacia mesozoica do Algarve (Foto 1) desenvolveu-se em regime tectónico de estiramento e adelgaçamento litosféricos, associados com a abertura do Atlântico central e, eventualmente, com a formação de crosta oceânica na parte ocidental do Mar de Tétis, entre o Algarve e o Norte de África.

ALGARV~2

Foto 1 – Mapa geológico do Algarve simplificado. Roxo – Grés de Silves; Azul escuro – Jurássico; Azul Claro – Cretácico; Amarelo – Miocénico (Cenozoico)

Os sedimentos do Triássico Inferior a Superior evoluíram desde ambientes de sedimentação continental, essencialmente fluvial, até marinho pouco profundo.

Estas  unidades  registam  alguns  aspectos,  únicos  na bacia, tais como serem o registo  dos primeiros eventos de deformação de extensão crostal mesozóica, o único episódio de vulcanismo que ocorreu nesta margem continental, a transição de condições de sedimentação de continental a costeiro e marinho e a existência única de um período longo e duradouro (≈20 Ma) de condições ambientais e de sedimentação, uniformes em toda a bacia mesozoica algarvia.

Sobre  os  Arenitos  de  Silves  são  visíveis  espessas  camadas  de  pelitos  avermelhados  e esverdeados (Foto 2),  num  conjunto  que  perde  gradualmente  a  individualização  da  base  para  o  topo . Trata–se do  Complexo  margo  – carbonatado  de Silves  que  foi  atribuído  ao  Triássico  (Hetangiano).

Complexo  margo  –  carbonatado  de  Silves  (Bacia Algarvia)

Foto 2 – A  base  do  Complexo  margo  –  carbonatado  de  Silves  é  ainda  a atribuída  ao  Triásico.  Corresponde  a  uma  sucessão  de  sequências  de  arenitos finos,  siltitos,  pelitos  e  dolomitos.  Os  dolomitos  do  topo  da  sequência  são  geralmente cinzentos e de  aspecto homogéneo. Sobre estes é possível observar na Praia do Telheiro os calcários do Jurássico depositados em ambientes marinhos de baixa profundidade.

As  rochas  paleozoicas  que  aqui  afloram  pertencem  à  Formação  da  Brejeira  (Carbónico)  e são  constituídas  por  bancadas  de  xistos  cinzentos  e  arroxeados  alternados  por  grauvaques  de tom  esverdeado  ou  amarelado  por  alteração.

Estas  rochas (foto 3)  foram  claramente  actuadas  pela orogenia  varisca  que  nelas  imprimiu  estruturas  de  deformação,  observando–se  dobras com  plano  axial  vertical.  Para  além  de  terem  sido  deformadas, estas  foram  posteriormente  levantadas  e  arrasadas,  à  semelhança  de  outras raízes  de  grandes  cadeias  montanhosas  suas  contemporâneas.  Finalmente,  foram  cobertas  por sedimentos  de  origem  continental  –  aluviões  –  trazidos  por  cursos  de  água , na sequência do levantamento e desmantelamento da Cadeia Varisca.

Praia do Telheiro (Esquema)

Foto 3  – As  formações  da  base  do  Mesozoico  –  Arenitos  de  Silves  –  assentam  sobre  as  rochas  da Formação  da  Brejeira  numa  nítida  discordância  litológica  e  geométrica.  Estas  formações areníticas sub–horizontais são  atribuídas  ao  Triássico  (Arenitos  de  Silves).

Discordância angular Paleozoico-Triássico

Foto 4 –  Os  Arenitos  de  Silves  são  constituídos  por  arenitos  de  grão  médio  a  fino,  apresentam estratificação  oblíqua  e  coloração  avermelhada  ou  amarelada.

Estratificação entrecruzada

Foto 5 – Na Praia do Telheiro  pode  observar–se  dunas  consolidadas  do Cenozoico (plistocénicas)  com  feixes  oblíquos  de  grande  escala  e  desenvolvimento  abundante  de rizoconcreções.  Estas  dunas  são  correlativas  de  outras  presentes  no  litoral  vicentino testemunham um nível do mar muito abaixo do actual.

Para ver mais fotos da Bacia do Algarve (clique na hiperligação)

Fonte: https://sapientia.ualg.pt/bitstream/10400.1/2679/4/Terrinha%20et%20al_2006.pdf

 

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