Praia do Abano e a Ponta da Abelheira

Situada no extremo norte da costa oeste de Cascais, é uma praia discreta de pequenas dimensões encaixada entre os promontórios rochosos que antecedem o Cabo da Roca. Localizada no seguimento da praia do Guincho, é normalmente ventosa e com ondulação forte. A chegada à praia faz-se por um caminho de terra, acessível a partir da Estrada do Guincho.

As rochas mais antigas que afloram no território do Concelho de Cascais têm cerca de cento e cinquenta milhões de anos e correspondem às espessas séries calcárias do Jurássico Superior, que foram trazidas à superfície pela intrusão do Maciço eruptivo de Sintra. O calor libertado pelos magmas do maciço foi suficiente para recristalizar os calcários do contacto e transformá-los em mármore. Até ao final do Jurássico depositou-se um possante conjunto de camadas de calcários com intercalações de margas cuja espessura atinge os 1.500m.

Esquema do Abano

Foto 1 – Vista sobre a costa norte da praia do Abano. Ao fundo vê-se a arriba granítica de cor avermelhada do Maciço Eruptivo de Sintra, em contacto com os calcários acinzentados do Jurássico Superior, por vezes atravessados por filões magmáticos, cuja idade vai diminuindo para Sul.
Calcários do Jurássico Superior

Camadas de calcários e margas espessas, mostrando, ao longo do litoral a norte da praia do Abano, intercalações brechas com fragmentos mais ou menos grosseiros, provenientes da destruição de uma zona recifal, Foto 2.

A1

Foto 2A : Os fósseis de corais são bons fósseis de fácies. Estes fósseis permitem inferir do ambiente de formação da rocha em que se encontram. Este tipo de fósseis pertence a organismos que tiveram uma fraca distribuição geográfica, mas que viveram um largo período de tempo. Os recifes de coral são comunidades constituidas por uma grande diversidade de seres vivos . Os corais, são animais que pertencem ao mesmo filo das anémonas. Os esqueletos dos animais mortos constituem a base do recife. Estes recifes de coral são edificados em águas tropicais quentes, pouco profundas e com pouca carga de sedimentos. B: Calcários do Jurássico Superior com estratificação bem marcada vendo-se a rede de diáclases à superfície e no interior das camadas. Calcários argilosos e margas, por vezes com níveis nodulares provocados pela bioturbação (galerias escavadas por crustáceos, que viviam no interior do sedimento). A deposição ocorre principalmente em meio aquático, originando normalmente, camadas sobrepostas de forma horizontal e dispostas paralelamente – os estratos. Cada estrato é delimitado por um tecto, estrato que se encontra acima, e por um muro, estrato que fica por baixo. A superfície de separação entre estratos chama-se junta de estratificação. Os estratos observados em B não se encontram na sua posição original sendo os mais antigos os localizados mais à direita.

O estudo dos microfósseis (foraminíferos, ostracodes e algas) permitiu concluir que o ambiente de deposição destes calcários e margas do Jurássico Superior correspondia a uma laguna marinha confinada, cuja profundidade foi diminuindo ao longo do tempo, tendo tido, no final, influências de água doce (espessura com cerca de 400m).

Maciço eruptivo de Sintra

O Maciço eruptivo de Sintra corresponde a um corpo magmático com um núcleo sienítico, associado a brechas ígneas, envolvido por uma importante massa de granitos e afloramentos dispersos de gabro-dioritos. A este maciço devem estar ligados numerosos filões (basaltos, aplitos, microssienitos, etc). O calor libertado pelo magma provocou a recristalização dos calcários que envolviam o maciço, transformando-os em mármores.

Estas rochas magmáticas constituem o relevo mais importante da região, a Serra de Sintra, consequência não só dos movimentos verticais de ascensão do magma, mesmo após a sua consolidação, mas também à erosão diferencial que desmantelou mais rapidamente as rochas sedimentares que envolviam o maciço. A idade da intrusão deste maciço está calculada entre setenta e cinco a noventa e cinco milhões de anos, portanto próxima do final do Cretácico e terá sido posto a descoberto pela erosão da cobertura sedimentar só cerca de quarenta milhões de anos depois, no Terciário Inferior (Oligocénico). A maior parte dos sedimentos que cobriam o maciço foi destruída pela erosão. Considera-se que a instalação deste maciço esteja relacionada com os fenómenos de distensão da crusta terrestre, relacionados com uma das fases de abertura e desenvolvimento do oceano Atlântico, Foto 3 .

As rochas de idade mesozoica afloram na parte sul e sudeste do Maciço de Sintra, contornando-o regularmente numa série monoclinal, apresentando as camadas em contacto com a rocha eruptiva, uma inclinação máxima de 60º , a qual vai decrescendo regularmente à medida que se afasta do maciço.

Falha 1

Foto 3 – Afloramento da Praia do Abano onde é possível observar uma sucessão de ocorrências geológicas relacionadas com a distensão mesozóica, com a inversão da Bacia Lusitaniana e, principalmente, com a instalação do Complexo Ígneo de Sintra. Na foto é possível observar um dos principais desligamentos (NNW-SSE) com exposição do espelho de falha apresentando uma área considerável, que poderá ter uma história geológica complexa.

Os Calcários nodulares e compactos com algumas intercalações margosas de idade Titoniana (Jurássico superior) depositaram-se em ambiente lagunar marinho, mais ou menos confinado, em que as influências salobras se fazem sentir nitidamente na passagem para o Cretácico.

No afloramento da Ponta da Abelheira observam-se (com grande área e qualidade de exposição) com múltiplos filões, de composições (máficos e félsicos), géneses e geometrias diferentes (complexo radial e sistema de cone sheets ), mostrando relações de corte (inteseção) permitindo conclui que os filões radiais são mais recentes, Foto 4.

filões cruzados

Esquema do abano com filões

Foto 4 – Afloramento da Ponta da Abelheira. A – xenólito de calcário no interior do filão 3 – Princípio da inclusão. Nas rochas magmáticas é frequente encontrarem-se encraves (xenólitos) de outras rochas que não foram assimiladas pelos processos de magmatismo. Nestas condições, os xenolitos são mais antigos que a rocha que os contém. Os filões 1,3,3 intersectam-se e intersectam a estratificação “horizontal” e “vertical”. O mais antigo é o filão 1 e o mais recente o 3. A observação de afloramentos de rochas intrusivas, contendo falhas e rochas sedimentares com superfícies de erosão, permitiu estabelecer o princípio da intersecção. Este princípio postula que qualquer estrutura geológica que interseta outra é mais recente.

À intrusão do Maciço de Sintra deve estar ligado um enorme conjunto de filões eruptivos, de composição diversa (riólitos, basaltos, doleritos) que se dispõem quer concentricamente em relação àquele maciço, quer radialmente como estes observados na Ponta da Abelheira.

Fontes consultadas:

http://geossitios.progeo.pt/geositecontent.php?menuID=3&geositeID=1028

Click to access Carta-Geologica-de-Portugal-na-escala-de-1-50-000-Noticia-explicativa-da-Folha-34-C-Cascais.pdf

Click to access Kullberg%20%26%20Kullberg%20%28Sintra_2000%29.pdf

Click to access Caminhando%20com%20a%20Geologia%20na%20Serra%20de%20Sintra.pdf

Equinodermes nos mares do Jurássico

A formação de um fóssil pode levar milhões de anos e requer a ocorrência de diversas condições em simultâneo. Assim que morrem, os cadáveres dos organismos começam imediatamente a sofrer o processo de decomposição. Para que um organismo fossilize, ele terá de ficar coberto ou isolado dos agentes de deterioração. Mas embora enterrados, os cadáveres sofrem alterações, as estruturas moles dos seus corpos decompõem-se tão depressa que dificilmente são conservados e fossilizados. É por isso que fósseis inteiros de seres vivos são muito raros, a grande maioria corresponde, apenas, às partes duras esqueléticas, conchas, dentes, ossos, carapaças, espículas, etc. Embora as condições do meio marinho sejam mais favoráveis à formação de fósseis, também em terra existem zonas com condições que permitem a fossilização de seres vivos. Estamos a falar dos lagos, zonas pantanosas, desertos e zonas geladas.

Equinodermes (Mesozoico) - Blacksmoker

A jazida do Cabeço da Ladeira localiza-se numa antiga pedreira de laje calcária da freguesia de São Bento, concelho de Porto de Mós, enquadrando-se no Parque Natural da Serra de Aire e Candeeiros (PNSAC). No decorrer da exploração desta pedreira foram descobertos fósseis de equinodermes cuja importância científica e educativa justificou a sua identificação como geossítio.

Esta região integra-se no Maciço Calcário Estremenho, o qual corresponde a uma unidade morfostrutural do setor central da Bacia Lusitaniana, sobrelevada tectonicamente por efeito dos esforços compressivos alpinos. Este maciço encontra-se estruturado em três regiões elevadas distintas e separadas entre si por depressões alongadas, aflorando essencialmente rochas calcárias do Jurássico Médio e Superior, apresentando-se. O Jurássico Médio é constituído sobretudo por calcários de cores claras, mas de natureza diversa, e aflora nas regiões elevadas. O Jurássico Superior encontra-se materializado por calcários e margas de cores acastanhadas e acinzentadas e aflora nas zonas deprimidas que estão controladas por acidentes tectónicos, Foto 1.Equinodermes (Mesozoico) - Blacksmoker-4Foto 1 – A jazida do Cabeço da Ladeira enquadra-se numa dessas zonas elevadas onde afloram rochas do Jurássico Médio que é conhecida por Planalto de Santo António. Nas imediações da jazida e fazendo uso da nomenclatura litostratigráfica, o Jurássico Médio compreende, da base para o topo, a Formação de Barranco do Zambujal (Aaleniano – Bajociano inferior), o Membro de Calcários de Vale da Serra (Bajociano superior) da Formação de Chão de Pias. Este processo consiste na reprodução da morfologia interna ou externa de um resto de organismo pelo sedimento consolidado que o preenche ou envolve, respectivamente. Chama-se molde interno quando a reprodução é do interior do organismo, por exemplo, o interior das conchas. O molde externo reproduz a morfologia externa do organismo fóssil.

Na jazida é possível observar uma importante quantidade de fósseis de equinodermes, Foto 2, pertencentes a três classes distintas, nomeadamente Echinoidea (ouriços-do-mar), Asteroidea (estrelas-do-mar) e Crinoidea (lírios-do-mar).

 

Foto 2 – Exemplos de alguns fósseis da jazida do Cabeço da Ladeira. Estes restos fossilizados correspondem aos diferentes ossículos que compõe o endosqueleto destes animais. Devido à atividade extrativa ocorrida naquele local e aos agentes erosivos, os exemplares fósseis observados atualmente correspondem maioritariamente a moldes externos, existindo alguns exemplares com o endosqueleto ainda preservado. Para que estes organismos sejam preservados e fossilizados nas condições expostas, é necessário impedir que os ossículos se soltem antes do enterramento, sendo necessário diminuir/impedir a ação bacteriana, quer através do rápido soterramento, quer através da diminuição do contacto com o oxigénio.

Neste local ocorrem ainda várias estruturas sedimentares, onde as ripple marks são um dos elementos mais visíveis. Estas estendem-se por vários metros quadrados na superfície de duas camadas

Equinodermes 

Os equinodermes (do grego echinos, espinho, e dermatos, pele) são animais marinhos que apresentam, em geral, espinhos na superfície do corpo. Daí o nome do filo. Os seus representantes mais conhecidos, bem comuns nas nossas praias são as estrelas-do-mar, os ouriços-do-mar, as bolachas-de-praia e as holotúrias (pepinos-do-mar), Foto 3.

Equinodermes_

Foto 3 –  Este filo (Echinodermata) reúne mais de 6 mil espécies distribuídas em cinco classes: Asteroidea (estrelas-do-mar), Echinoidea (ouriços-do-mar), Holothuroidea (pepinos-do-mar), Crinoidea (lírios-do-mar) e Ophiuroidea (serpentes -do-mar).

Anatomia 

A estrutura exclusiva dos equinodermes é o sistema vascular aquífero ou sistema ambulacrário. Este, é constituído por um canal central, em comunicação com canais radiais. Dos canais radiais partem vários pares de ampolas, com os respetivos pés ambulacrários. Contrações e relaxamentos dos músculos das ampolas do sistema ambulacrário provocam variações da pressão do líquido circulante permitindo a sua lenta locomoção. O sistema digestivo é completo (exceto nos Ofiuros). As estrelas-do-mar são carnívoras e predadoras e o seu alimento preferido são as ostras. Apesar da potente musculatura das ostras, as estrelas-do-mar conseguem abrir-lhes as valvas, introduzir o seu estômago e lançar enzimas, ocorrendo uma digestão externa. Os ouriços-do-mar alimentam-se de algas, que são trituradas pelos cinco dentes calcários, que formam a lanterna de Aristóteles, Foto 4.

Ouriço-2

Foto 4 – Ouriços-do-mar alimentam-se de algas e detritos orgânicos, podendo deslocar-se sobre o fundo do mar como as estrelas-do-mar, ou viver fixos nas rochas, onde escavam buracos que servem de habitação. Os crinoides, ou os lírios-do-mar, lembram flores, e a maioria vive fixa nas rochas submersas, filtrando o seu alimento da água do mar. Os ofiuróides, ou serpentes-do-mar, têm braços finos e longos que executam movimentos ondulantes, por meio dos quais se deslocam sobre o fundo marinho à procura dos detritos orgânicos de que se alimentam. Uma característica notável dos equinodermes é a sua capacidade de regeneração. Ouriços-do-mar, por exemplo, regeneram continuamente os seus espinhos e as estrelas-do-mar podem regenerar um ou mais braços perdidos.

Os registos fósseis mais antigos de equinodermes ocorrem em rochas do início do Câmbrico (Paleozoico) apesar de ter sido descoberto um fóssil de um ser que parece ser de um equinoderme, que terá vivido no período Ediacara, há mais de 570 milhões de anos. Acredita-se que os equinodermes tenham uma origem filogenética na regressão de um tipo de animal mais evoluído e ativo, pois as suas larvas apresentam simetria bilateral e os adultos simetria radial e hábitos sedentários. A presença de endoesqueleto e desenvolvimento embrionário permitem afirmar que os equinodermes tenham tido origem num ancestral comum com os cordados.

Principais classes do Filo Echinodermata

Classe Asteroidea (estrelas-do-mar) – Corpo achatado, em forma de estrela, usualmente com cinco braços (até 42). Boca e pés ambulacrários localizados na região voltada para o substrato (região oral). Ânus na região superior (aboral). Predadores, alimentam-se de moluscos, crustáceos e anelídeos.

Estrela do Mar.jpg

Classe Echinoidea (ouriços-do-mar) – Corpo circular, abaulados (ouriços) ou achatados (bolachas-de-praia), sem braços. Boca localizada na região voltada para o substrato. Ânus na região superior. Pés ambulacrais distribuídos por todo o corpo. Locomoção pela movimentação dos espinhos e pés ambulacrais. Esqueleto formado por placas calcárias fundidas, formando uma carapaça interna. Alimentam-se de algas e detritos raspados de rochas.

Ouriço

Classe Holothuroidea (Pepinos-do-mar) – Corpo alongado, sem braços. Diferem do padrão do filo por apresentar corpo macio e alongado. Boca localizada em uma das extremidades do corpo (região oral), rodeada por tentáculos. Ânus na região oposta (aboral). Locomoção por pés ambulacrais distribuídos em fileiras ao longo do corpo. Alimentam-se de detritos orgânicos acumulados nos fundos lodosos e arenosos.

Classe Crinoidea (lírios-do-mar) – Corpo em forma de taça, com cinco braços ramificados e flexíveis, que lembram plumas. Algumas espécies vivem fixadas em rochas por um pedúnculo, outras podem nadar. Boca e ânus localizados na região oposta ao substrato. Alimentam-se de plâncton  e detritos orgânicos em suspensão na água, capturados pelos cílios dos tentáculos em torno da boca.

ccsd

 

Classe Ophiuroidea (serpentes-do-mar) – Corpo achatado, com cinco braços finos e flexíveis, separados uns dos outros e ligados a um disco central. Boca localizada na região voltada para o substrato. Não há ânus. Locomovem-se pela ondulação dos braços. Alimentam-se de pequenos crustáceos, moluscos e detritos orgânicos do fundo.

serpentes do mar

 

Fontes consultadas:

http://www.lneg.pt/download/9768/53_2990_ART_CG14_ESPECIAL_III.pdf

Kullberg, J.C., Rocha, R.B., Soares, A.F., Rey, J., Terrinha, P., Azerêdo, A.C., Callapez, P., Duarte, L.V., Kullberg, M.C., Martins, L., Miranda, J.R., Alves, C., Mata, J., Madeira, J., Mateus, O., Moreira, M., Nogueira, C.R., 2013. A Bacia Lusitaniana: Estratigrafia, Paleogeografia e Tectónica. In: R. Dias, A. Araújo, P., Terrinha, J.C. Kulberg, (Eds). Geologia de Portugal, Vol. II – Geologia Meso-cenozóica de Portugal. Escolar Editora, Lisboa, 798 p. Manuppella, G., Barbosa, B., Machado, B., Carvalho, J., Bartolomeu, A., 1998. Folha 27-A (Vila Nova de Ourém). Carta Geológica de Portugal, Escala 1:50.000, 2ª edição. Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa.

Manuppella, G., Barbosa, B., Azerêdo, A.C., Carvalho, J., Crispim, J., Machado, S., Sampaio, J., 1999. Folha 27-C (Torres Novas) da Carta Geológica de Portugal à escala 1:50.000. Carta Geológica de Portugal, Escala 1:50.000, 2ª edição. Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa.

 

 

Complexo dunar Guincho-Oitavos

As dunas da Cresmina-Guincho são uma pequena parcela do complexo dunar Guincho-Oitavos localizado no Parque Natural de Sintra-Cascais. Este sistema dunar é bastante particular pois a areia proveniente das praias do Guincho e da Cresmina retorna ao mar mais a sul (entre os Oitavos e a Guia), após migrar sobre a plataforma rochosa aplanada do Cabo Raso. Este sistema designa-se por corredor eólico dunar Cresmina-Oitavos. Trata-se de um sistema ativo, semi-aberto, extremamente instável devido à constante mobilização de partículas arenosas pelos fortes ventos que se apresentam com orientação Noroeste-Sudeste, Foto 1.

Duna de Cresmina (Esquema 1)

Foto 1 – A formação do atual corredor dunar Guincho -Oitavos depende da deriva litoral de sedimento, pela deposição de areia na praia, seguida do seu transporte eólico para o interior e acumulação pela vegetação. O sistema move-se na direção Norte-Sul sobre a plataforma de Cascais, formada essencialmente por rochas calcárias do Cretácico. Esta plataforma prolonga-se para Sul até Cascais numa faixa litoral baixa onde se intercalam as areias do complexo dunar e as plataformas litorais calcárias (campos de lapiás) mais ou menos aplanadas que terminam no Cabo Raso.

As dunas e areias das praias são formações geológicas significativas que se estendem pelo litoral de Cascais desde o Farol da Guia até ao Forte do Guincho. Entre o Forte de São Jorge de Oitavos e o Farol da Guia, encontram-se pequenas manchas de dunas consolidadas, sendo a mais relevante a duna fóssil dos Oitavos. Os cordões dunares são estruturas geológicas frágeis mas muito importantes, uma vez que assumem um papel de proteção dos terrenos interiores da subida do nível do mar, Foto 2.

Duna de Oitavos (Esquema 2)

Foto 2 – A existência de barreiras impermeáveis estreitou o corredor de transporte de areia acelerando a sua dinâmica. Com a velocidade dos ventos a aumentar, a deposição de sedimentos passou a efetuar-se numa zona mais afastada da linha de costa com consequente diminuição da faixa costeira (área de praia).

Duna de Oitavos

A duna de Oitavos corresponde a acumulação eólica consolidada situada mais para o interior na região da Estremadura, localizando-se a ocidente de Cascais. Destaca-se acima de uma morfologia suave talhada em rochas carbonatadas do Cretácico Inferior, dolomitisadas e parcialmente carsificadas, pertencentes a Formação de Cabo Raso, do Hauteriviano, ou as formações de Cabo Raso e Guincho indiferenciadas do Hauteriviano a Barreminiano Inferior, Foto 3.

Duna de Oitavos (Esquema 1).jpg

Foto 2 –  A formação dunar de Oitavos apresenta-se parcialmente desmantelada, constituída por lâminas de arenitos de granulometria variada, por vezes muito grosseiros, essencialmente quártzicos e contendo, frequentemente, abundantes fragmentos de conchas. Estes sedimentos eólicos estão, no geral, bem consolidados por um cimento carbonatado.

As dunas costeiras são uma forma única entre as morfologias litorais resultantes da acumulação de materiais arenosos de origem marinha formadas pela ação do vento. Reconhece-se que a formação das dunas costeiras está dependente da existência de uma fonte de sedimentos, de um vento suficientemente forte para remover os sedimentos e de uma localização, em que pelo menos uma parte esteja afastada da atividade das ondas, para uma preferencial deposição de sedimentos.

A vegetação, quando presente, irá favorecer a retenção e fixação de sedimentos em movimento. Existem dois requisitos básicos para a formação de dunas costeiras: a disponibilidade de reservas adequadas de praia e ventos costeiros capazes de mover sedimentos em pelo menos metade do ano. As principais características das dunas costeiras passam primeiro pela presença de depósitos de praia, que constituem uma fonte de sedimentos, e, segundo, pelo papel do mar no transporte de sedimentos pela praia, e, terceiro, pelo papel essencial da vegetação em todas as fases de formação das dunas.

 

Fontes consultadas: 

https://www.researchgate.net/publication/328346371_Caraterizacao_do_sistema_dunar_Guincho-Crismina/citation/download

https://www.researchgate.net/publication/310767267_Ecological_restoration_of_coastal_sand_dunes_Guincho_beach_study_case_Portugal

Click to access Com93_p105.pdf

 

 

 

Viagem ao Jurássico Superior da Bacia Algarvia

Na costa meridional do litoral algarvio, a nordeste de Sagres, próximo da localidade de Raposeira, concelho de Vila do Bispo, localiza-se a Praia do Zavial, Foto 1. Nos afloramentos desta praia é possivel observar o registo de duas bacias  distintas superimpostas, uma de idade mesozóica e outra cenozóica.

Miocénico e Cretácico (Zanvial)

Foto 1 – A: A Praia do Zavial, apresenta cerca de 600 metros de areal e encontra-se “esculpida” entre dois promontórios, o que justifica a designação geomorfológica de praia encaixada, exposta a um regime de agitação marítima pouco energético. Excerto da adaptado da Carta Geológica de Portugal na escala 1/50 000, Folha 51-B; Manuppella, 1972).  B: Localização da Praia do Zanvial no Barlavento Algarvio; C: Contacto por falha do Jurássico Superior.

Pequeno resumo

A Bacia do Algarve ter-se-á desenvolvido num regime tectónico de estiramento e adelgaçamento da placa litosférica associado à abertura do Atlântico Central e à propagação do mar de Tétis para ocidente com eventual formação de crosta oceânica entre o Algarve e o Norte de África. O levantamento e o desmantelamento da Cadeia Varisca associada ao início do rifting continental, entre o Triásico superior e a base do Jurássico terão dado início à sedimentação triásica. Essa sedimentação foi uniforme até ao Sinemuriano mas depois a bacia mesozóica dividiu-se em duas sub-bacias separadas por um alto estrutural, tendo como consequência diferenças de fácies e de espessuras na sedimentação jurássica. Apenas durante o Caloviano (final do Jurássico médio) e o Titoniano (final do Jurássico superior) foi novamente alcançada a uniformidade de sedimentação na bacia devido à ocorrência de fenómenos de uplift.

Miocénico

Do ponto de vista estrutural, a Bacia Algarvia formada por duas bacias distintas superimpostas, uma de idade mesozóica e outra cenozóica. A primeira (final do Triásico ao Cenomaniano) terá resultado da estruturação distensiva da bacia e da subsidência devido à fracturação e ao estiramento litosférico,  que culminou na fragmentação da Pangeia. Pelo contrário, a segunda (Paleogénico ao Quaternário) terá sido formada numa fase de pós-rifting. Uma descontinuidade (geralmente discordância angular) separa as duas bacias sendo testemunhada no campo por uma superfície transgressiva bioerosiva, podendo os sedimentos neogénicos assentar diretamente sobre o Mesozoico ou o Paleozoico, Foto 3 e Foto 4.

Cretácico 1 (Zanvial)

Foto 3 – Afloramentos na arriba Este da Praia do Zanvial.  A transição entre os depósitos sedimentares do Mesozóico e do Cenozóico está, em quase toda a região, marcada por uma discordância que se traduz numa superfície de erosão sub-aérea desenvolvida na sequência de importantes movimentos epirogénicos positivos. Esta superfície representa uma lacuna estratigráfica que cobre todo (Algarve Ocidental) ou parte (Algarve Oriental) do Cretácico superior e Paleogénico. Desta forma, o Cenozóico algarvio está praticamente restringido ao Neogénico, incluindo sedimentos do Miocénico, Pliocénico, Plistocénico e Quaternário, e cobre importante área emersa da bacia, sobretudo na região central e oriental.

Cretácico 11as (Zanvial)

Foto 4 – Observação de formações do Cretácico Inferior sobrepostas discordantemente pelo Miocénico inferior e médio depositados num canal pré-miocénico e miocénico: estrutura sinclinal de reactivação de falhas de rifting pela inversão tectónica (compressão) polifásica. A Formação de Lagos-Portimão (Miocénico) aflora continuamente ao longo do litoral, desde Lagos (Porto de Mós) a Albufeira (Olhos de Água), numa extensão de cerca de 45 Km, podendo ainda ser encontrada em pequenas manchas dispersas pelo Algarve (litoral e interior). Embora com algumas variações laterais de fácies, é essencialmente constituído por rochas carbonatadas siliciclásticas com frequentes extraclastos de quartzo rolado e ocasionalmente clastos arredondados de calcários margosos cretácicos, e rica em macrofósseis (lamelibrânquios, gasterópodes, equinodermes, rodólitos, ostraídeos,  etc.), constituindo, por vezes, fácies lumachélicas. Os calcarenitos são mais arenosos no topo indicando aumento dos acarreios detríticos continentais.

Cretácico 

A sedimentação cretácica ocorreu em ambientes de deposição carbonatados, variáveis de lagunares a marinhos, ao longo de 3 ciclos transgressivos-regressivos. Estes ciclos foram por duas vezes interrompidos (no final do Berriasiano e no Barremiano) por instabilidade tectónica com movimentação compressiva, o que originou lacunas no registo estratigráfico no Algarve, Foto 5.

Ccretácico 11as (Zanvial)

Foto 5 –  O período Cretácico, sobretudo o Cretácico inferior, caracteriza-se pelo registo de condições climáticas tropicais a subtropicais que indicia um aquecimento global. A regressão ocorrida no Cretácico inferior obrigou a sedimentação marinha, no território europeu, a ficar restringida a algumas bacias de rift, seguindo-se uma subida gradual do nível do mar que culminou numa transgressão epicontinental ainda mais importante do que a observada no Jurássico. Esta transgressão levou a maior parte do terreno europeu a ficar imerso, representando a Península Ibérica uma das principais ilhas.

Um  aspecto relevante do Cretácico é a existência de  de fenómenos magmáticos no Cretácico superior de que o maior exemplo é o Maciço Intrusivo alcalino de Monchique que aflora no Algarve Ocidental e é essencialmente constituído por sienitos nefelínicos. Ocorrem ainda outros produtos vulcânicos representados por diques, soleiras, pequenas escoadas lávicas, chaminés vulcânicas e brechas dispersas no interior da bacia. Este magmatismo cretácico está associado ao contexto geodinâmico da margem sudoeste da Ibéria a partir do Aptiano, caracterizado por progressão para norte da abertura do Atlântico e rotação da Península Ibérica que gerou reactivação de fracturas profundas na crosta, utilizadas por condutas dos líquidos magmáticos mantélicos.

Jurássico Superior 

A passagem Jurássico-Cretácico está marcada por uma regressão marinha e pela instalação generalizada de meios salobros, como pântanos litorais, drenados por canais de maré, com invasões esporádicas de águas doces. No Algarve Ocidental e Central depositaram-se Margas, dolomitos e calcários de fácies purbequianas que correspondem ao fim do ciclo transgressivo-regressivo iniciado no Jurássico superior.

Na arriba Oeste da praia é possível observar formações do Malm: dolomitos do Kimeridgiano ao quais se sobrepõem calcários margosos margas e argilas do Portlandiano (atualmente corresponde ao Titoniano) . A sequência encontra-se afectada por falhas normais sin-sedimentares de direcção próxima de N-S, definindo no seu conjunto (à escala de toda a arriba) uma estrutura do tipo “bookshelf”, Foto 6.

Mapa 1.jpg

Foto 6 – Afloramento da arriba oeste com rochas do Malm (Jurássico superior). Marcada a amarelo na fotografia ocorre um nível conglomerático entre estratos de natureza carbonatada. Durante o Jurássico inferior, a subida do nível do mar causou um generalizado movimento transgressivo tendo-se, a partir do Sinemuriano, depositado importantes sedimentos carbonatados numa plataforma litoral. O Jurássico é, assim, essencialmente caracterizado por calcários, dolomitos e margas, indicando a instalação definitiva de um ambiente marinho na Bacia Algarvia com a ocorrência de vários episódios de transgressão-regressão. Dois importantes hiatos ocorreram entre as unidades jurássicas, uma durante o Aaleniano, e a outra do Caloviano superior ao Oxfordiano médio, devido a eventos de uplift associados a episódios de tectónica compressiva.

Conglomerados

Na sequência de estratos na arriba oeste ocorre um nível conglomerático, Foto 7, no seio de rochas carbonatadas (Titoniano). Estas rochas apresentam uma cor avermelhada devido à presença de óxidos e hidróxidos de ferro.  Estes estratos são explicados por uma emersão da bacia sedimentar durante um intervalo de tempo o que apoia uma regressão na passagem do Jurássico Superior para o Cretácico.

Miocénico e Cretácico (Zanvial)-2

Foto 7 – Afloramento na arriba oeste com um nível conglomerático em paraconformidade. Quando existem interrupções na sedimentação devido a fenómenos de erosão, não deposição de sedimentos, hiatos, por exemplo, e estas são de apenas, e no máximo, de alguns metros, existem discordâncias que correspondem a um intervalo muito curto de tempo, então são chamadas de Descontinuidades Sedimentares. As Paraconformidade são descontinuidades sedimententares onde não existe qualquer diferença de atitude entre as camadas, mas por vezes  faltam conjuntos litológicos.

Durante o Titoniano na bacia ocidental a sedimentação ocorreu numa  plataforma interna de fraca energia, quase sempre não confinado, com influências continentais.

Em resumo, após a regressão do Caloviano – Oxfordiano, o ciclo de sedimentação do Jurássico superior é transgressivo do Oxfordiano médio a superior ao Kimeridgiano  médio, a que se seguiu um período regressivo que atingiu um máximo, sem emersão, na passagem Titoniano – Cretácico e que durou até ao fim do Berriasiano. Provavelmente esta regressão corresponde a uma descida do nível eustático do mar associada a tectónica continental, uma vez que se formaram estruturas quer compressivas quer distensivas (Terrinha, 1998). Este último evento terá provocado uma uniformização de fácies em toda a bacia. Do ponto de vista ecológico caracteriza-se por faunas amoníticas tipicamente tetisianas. A fase de rifting assinalada na Orla Ocidental no Jurássico superior, parece não ter existido no Algarve,

Fontes consultadas:

Cachão, M., 1992. A Formacao Miocenica de Mem Moniz (Algarve, Portugal). Actas Cong. Geol. Espana I, 492-496.

Cachão, M., 1995a. O Neogenico do Algarve: redefinicao de unidades litostratigraficas. Mem. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciencias Univ. Porto 4, 63-67.

Cachão, M., 1995b. Utilizacao de Nanofosseis calcarios em Biostratigrafia, Paleoceanografia e Paleoecologia. Aplicacoes ao Neogenico do Algarve e do Mediterraneo Ocidental (ODP 653) e a problemática de Coccolithus pelagicus. Tese Doutoram. Fac. Cienc. Univ. Lisboa, 356 p.

Correia, F. (1989) – Estudo bioestratigráfico e microfacies do Cretácico carbonatado da bacia sedimentar meridional portuguesa (Algarve). Dissertação apresentada para a obtenção do grau de Doutor em Geologia. Departamento de Geologia da FCUL, Lisboa, 377 p.

Correia, F. (1996) – Estudo do Recuo das Arribas a Leste de Quarteira (Algarve, Portugal) por Restituição Fotogramétrica. Dissertação apresentada à Universidade do Algarve para obtenção do grau de mestre em Estudos Marinhos e Costeiros. Ramo Gestão Costeira. Faro, p.16-18.

Manuppella G. 1992. Carta geológica da região do Algarve na escala 1:100.000, Notícia explicativa da Carta Geológica da região do Algarve. Serv. Geol. Portugal, Lisboa.

Ribeiro A., Antunes M.T., Ferreira M.P., Rocha R.B., Soares A.F., Zbyszewski G., Almeida F.M., Carvalho D., Monteiro J.H. 1979. Introduction à la Géologie Génerale du Portugal. Serv. Geol. Portugal, Lisboa.

Rocha F. 1993. Argilas aplicadas a estudos litoestratigráficos e paleoambientais na bacia sedimentar de Aveiro. Tese de Doutoramento, Universidade de Aveiro.

Rocha R.B. 1976. Estudo estratigráfico e paleontológico do Jurássico do Algarve ocidental. Ciências Terra 2. UNL, Lisboa.

 

Site no WordPress.com.

EM CIMA ↑