Praia de São Bernardino – viagens na Bacia Lusitaniana.

A Bacia Lusitaniana é uma bacia de natureza sedimentar localizada no bordo oeste da Península Ibérica. O início da deposição sedimentar deu-se durante o Triássico (27-201 Ma) e estendeu-se até ao Cretácico Superior (100 – 66 Ma), sendo a maioria dos sedimentos de idade Jurássica. Estes sedimentos estão particularmente bem representados na região de Peniche (Foto 1), exibindo uma excelente exposição subaérea de sedimentos carbonatados e detríticos ao longo do seu litoral

Foto 1 – Arenitos grosseiros, depositados em ambiente fluvial durante o Jurássico Superior. Nestes arenitos os grãos tiveram origem em zonas emersas, tendo sido transportadas em direção à foz desses rios. No seio destes sedimentos é possível observar grãos feldspáticos rosados, semelhantes aos feldspatos presentes no granitos paleozoicos encontrados na Berlenga.

Nas arribas a Sul da Praia de São Bernardino, vemos também os canais de areia amarelada e as argilas avermelhadas ou acinzentadas das planícies de inundação dos rios do Jurássico Superior (Foto 2).

Foto 2 – Estratos de Argilitos de Arenitos apresentando fragmentos de carvão. Deposição em ambiente fluvial durante a fragmentação da Pangea durante o Mesozoico.

A partir da Praia de São Bernardino, em direção a Sul, a sedimentação passa a ser claramente de cariz continental, sendo considerada o início da Formação da Lourinhã. Esta Formação da Lourinhã, datada do Jurássico Superior (cerca de 152 milhões de anos) apresenta estratos formados em ambiente fluvial, por antigos rios tipo meandriforme. O acarreio sedimentar destes cursos de água foi essencialmente composto por areias e argilas, originando a formação de arenitos e argilitos. O cariz sedimentar fluvial de toda a sequência e o desenvolvimento das condições ideias para a fossilização, conduziu a que atualmente sejam frequentemente encontrados restos de vertebrados fósseis, assim como, restos de outros organismos terrestres. Entre os vários achados fósseis, destaca-se várias descobertas de fósseis de dinossauros, como elementos ósseos e pegadas.

Campo de Lapiás (Granja dos Serrões)

As regiões calcárias são, em geral, caracterizadas por aspetos particulares de relevo e circulação hídrica que constituem o modelado cársico, resultado da ação da água enriquecida em CO2 que dissolve a rocha ao longo das descontinuidades que compartimentam os maciços nas diferentes escalas. A quantidade de rocha que pode ser dissolvida depende de diversas condições, como sejam o seu grau de pureza e composição, espessura e tipos de solos e de fatores climáticos, nomeadamente a temperatura e precipitação.

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Na Granja dos Serrões, localizada no concelho de Sintra, Foto 1, afloram calcários do Cretácico superior pertencentes à Bacia Lusitaniana. Esta, é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica durante parte do Mesozóico. A sua dinâmica enquadra-se no contexto da fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Caracteriza-se como uma bacia distensiva, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânica. Ocupa mais de 20 000 km2 na parte ocidental da Margem Ocidental Ibérica, alongando-se por cerca de 200 km segundo direcção aproximada NNW-SSE e por mais 100 km na direcção perpendicular. Cerca de 2/3 aflora na área continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental.

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Foto 1 –  Calcários do Cenomaniano superior (Cretácico) de Pero-Pinheiro. Foi no Cretácico superior que se deu a colisão entre as placas Africana e Euroasiática, responsável pelo ambiente compressivo na microplaca Ibérica. Neste contexto, ocorreram ciclos magmáticos com importante influência na área da Bacia Lusitaniana.

Durante Cenomaniano (Complexo Carbonatado Cenomaniano) a Bacia Lusitaniana encontrava-se já numa fase de pós-rift e colmatação em margem passiva, em que ocorreu sedimentação de carbonatos, com extensão de plataforma carbonatada para norte, num período em que se registou o máximo da transgressão marinha. Este “Complexo Carbonatado Cenomaniano” é constituído por espesso conjunto de calcários, calcários margosos, calcários dolomíticos, margas e argilas margosas com níveis fossilíferos, Foto 2.

Foto 2 – Engloba-se no Cenomaniano superior os “Calcários com rudistas” e “Camadas com Neolobites vibrayeanus”. Os “Calcários com rudistas” (antigo Turoniano), que constituem o topo do Cenomaniano superior, formaram-se em ambiente recifal. São calcários subcristalinos, fossilíferos, por vezes com níveis nodulados e leitos de sílex nas camadas superiores, correspondendo ao enchimento de canais e lagunas. As “Camadas com Neolobites vibrayeanus” constituem a base do Cenomaniano superior. São constituídas por calcários apinhoados com abundantes alveolinídeos e marcam a transição do Cenomaniano superior para o Cenomaniano médio.

Modelado Cársico

Várias são as formas de absorção presentes nas regiões calcárias como as superfícies rochosas sulcadas por fendas mais ou menos alargadas, os lapiás, as depressões fechadas com dimensões e formas variáveis, que podem ir desde as dolinas, com contornos simples e dimensão decamétrica a hectométrica, às uvalas, com contornos mais complexos e dimensão hectométrica, até aos poljes, com grandes extensões, de fundo plano parcialmente coberto por sedimentos e dimensão quilométrica. Os escassos vales presentes nas regiões cársicas podem ser vales cegos, isto é, terminam abruptamente em sumidouros. Se rios com caudal permanente conseguirem atravessar regiões cársicas, podem escavar profundas gargantas com vertentes verticais (vales em canhão), por vezes beneficiando do abatimento do teto de grutas intersectadas, Figura 1.

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Figura 1 – Diagrama ilustrativo dos principais fenómenos que ocorrem nos terrenos cársicos. No processo de carsificação a água é o agente elementar, envolvendo os mecanismos de meteorização química, como ainda, nas dinâmicas de erosão por desagregação física das rochas de natureza calcária. A solubilidade da calcite (carbonato de cálcio), constituinte das formações carbonatadas, e a estrutura destas constituem as principais particularidades que determinam a evolução do modelado cársico superficial e em profundidade.

A água infiltrada nas fendas dos lapiás, nos sumidouros ou no fundo das dolinas e das uvalas, continua o seu processo de dissolução do maciço formando as grutas. As lapas e algares são designações para as grutas cuja entrada é, respetivamente, horizontal ou vertical. As grutas são constituídas por galerias, salas e poços, cuja complexidade aumenta como resultado da progressiva confluência das águas infiltradas, formando-se redes subterrâneas que podem atingir desenvolvimentos da ordem das dezenas de quilómetros. As águas infiltradas desembocam em exsurgências, em geral com grandes caudais de ponta, que podem estar ou não associadas a redes subterrâneas.

Os principais tipos de lapiás em que o processo dominante (associado à dissolução) se relaciona com o escoamento superficial da água, são os lapiás em sulcos ou regueiras (Rinnenkarren), os lapiás meandriformes (Meanderkarren), os lapiás em caneluras (Rillenkarren), os lapiás em sulcos suavizados (Hohlkarren) e os lapiás em sulcos arredondados (Rundkarren). Um segundo conjunto de formas lapiares é formado pela acção conjunta do escoamento e da dissolução, controlada por fatores estruturais. Dele fazem parte os lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren), os lapiás em mesa (Karrentisch ou Flachkarren), os corredores de dissolução (bogaz) e os lapiás em agulhas (Spitzkarren). É este segundo conjunto que melhor pode ser observado no Geossítio da Granja dos Serrões.

Lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren) resultam da presença de fraturas existentes nas rochas calcárias. Estas descontinuidades estruturais podem corresponder a falhas, diáclases, juntas de estratificação, etc. Desenvolvem-se predominantemente em superfícies rochosas horizontais ou sub-horizontais com exposição subaérea, embora possam evoluir sob cobertura parcial ou total, Foto 2.

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Foto 2Lapiás em fendas. Possuem dimensões variadas em função da progressão dos processos de dissolução, desde poucos centímetros a vários metros de profundidade e largura até 2 metros. Inicialmente as fendas apresentam formas em V, podendo, com o alargamento progressivo, mostrar formas em U ou de fundo plano (nuas ou parcialmente entulhadas por materiais finos e clastos calcários).

Lapiás em mesa (Karrentisch ou Flachkarren) –  constituem lapiás em fendas que se desenvolvem segundo o sistema de fracturação ortogonal, definindo, assim, blocos calcários com formas superficiais quadrangulares ou retangulares, Foto 3.

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Foto 3 – Lapiás em mesa. Conservam-se com mais facilidade em calcários maciços, sendo a dimensão das mesas função da densidade da fraturação.

Corredores de dissolução (bogaz) formam-se pela abertura progressiva das fendas por dissolução. Em casos particulares podem corresponder também ao abatimento do teto de condutas cársicas (normalmente fósseis), situadas próximo da superfície topográfica. A grande dimensão destes lapiás (largura e profundidade superior a 2 m) constitui a sua principal característica, sendo conhecidos por megalapiás, Foto 4.

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Foto 4Bogaz. Possuem grandes dimensões (largura e profundidade superior a 2m) e apresentam o fundo plano normalmente coberto por materiais diversos propícios ao desenvolvimento da vegetação.

Lapiás em agulhas (Spitzkarren) são característicos pelas suas formas aguçadas e rendilhadas, desenvolvem-se em calcários intensamente fraturados, Foto 5.

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Foto 5Lapiás em agulhas.  A sua génese é controlada pela tectónica e pela litologia, pois desenvolvem-se em calcários intensamente fracturados, ao longo das juntas de estratificação de camadas com pendor muito forte e em rochas com elevada percentagem de carbonatos.

A morfologia cársica na Granja dos Serrões e em outros afloramentos na região de Sintra é facilmente detetável e bastante variada, destacando-se tanto à superfície as diversas formas exocársicas. As formas cársicas que se observam à superfície diferem desde os lapiás de diáclases, ou lapiás em fendas ou ranhuras (Kluftkarren), que se apresentam como sulcos retilíneos e entrecruzados com uma profundidade e largura relativamente reduzida, resultado do alargamento das diáclases por dissolução, onde no fundo destes sulcos se depositaram materiais argilosos, constituindo o sedimento residual (terra rossa), permitindo o desenvolvimento de bolsas de vegetação espontânea.

Referências:

ALMEIDA, C. A.; MENDONÇA, J. J. L.; JESUS, M. R.; GOMES, A. J. (2000). Sistemas Aquíferos de Portugal Continental. Centro de Geologia da Universidade de Lisboa e Instituto da Água, Lisboa. 337 pp

CRISPIM, J. A. (2010). Aspectos relevantes do património cársico da Orla Ocidental. Actas do VIII Congresso Nacional de Geologia, e-Terra Volume 18 – n.º 4. Braga. 1 – 4.

CRISPIM, J. A.; ALMEIDA, C.; FERREIRA, P.; DIAS, N.; RAMOS, P. (2001). Parecer sobre a Susceptibilidade Hidrogeológica e Geomorfológica do Vale da Ribeira do Mogo (Alcobaça). Centro de Geologia da Universidade de Lisboa, Lisboa. 24 pp.

DERRUAU, M. (1988). Précis de Géomorphologie. 7ème édition Masson, Paris. 533 pp.

DERRUAU, M. (1990). Les Formes du Relief Terrestre – Notions de géomorphologie. 5
ème édition Masson, Paris. 115 pp.

 

 

 

 

Viagem ao carso do Maciço Estremenho

Carso” é a palavra usada para descrever um conjunto interessante de formas terrestres e os seus processos de formação. A palavra de origem germânica (Karst), do esloveno Kras (vem de Kara ou Gora, que significa “pedra”), é uma referência a uma região calcária da Eslovénia e Itália, que assim foi nomeada por ser estéril, onde a vegetação era praticamente inexistente. No seu sentido lato, Carso é o termo usado para descrever um estilo especial de paisagem contendo grutas e extensos sistemas fluviais subterrâneos que se desenvolvem em rochas especialmente solúveis como sendo o caso do calcário, gesso e o mármore.

As regiões calcárias são, em geral, caracterizadas por aspetos particulares de relevo e circulação hídrica que constituem o modelado cársico, resultado da ação da água enriquecida em CO2 que dissolve a rocha ao longo das descontinuidades que compartimentam os maciços nas diferentes escalas. A quantidade de rocha que pode ser dissolvida depende de diversas condições, como sejam o seu grau de pureza e composição, espessura e tipos de solos e de fatores climáticos, nomeadamente a temperatura e precipitação, Foto 1.

Cársico esqhemaFoto 1 – Diagrama ilustrativo dos principais fenómenos que ocorrem nos terrenos cársicos. O exocarso corresponde ao conjjunto de formas e processos cársicos que se desenvolvem à superfície da Terra.

Várias são as formas de absorção presentes nas regiões calcárias como as superfícies rochosas sulcadas por fendas mais ou menos alargadas, os lapiás, as depressões fechadas com dimensões e formas variáveis, que podem ir desde as dolinas, com contornos simples e dimensão decamétrica a hectométrica, às uvalas, com contornos mais complexos e dimensão hectométrica, até aos poljes, com grandes extensões, de fundo plano parcialmente coberto por sedimentos e dimensão quilométrica. Os escassos vales presentes nas regiões cársicas podem ser vales cegos, isto é, terminam abruptamente em sumidouros. Se rios com caudal permanente conseguirem atravessar regiões cársicas, podem escavar profundas gargantas com vertentes verticais (vales em canhão), por vezes beneficiando do abatimento do teto de grutas intersectadas.

A água infiltrada nas fendas dos lapiás, nos sumidouros ou no fundo das dolinas e das uvalas, continua o seu processo de dissolução do maciço formando as grutas. As lapas e algares são designações para as grutas cuja entrada é, respetivamente, horizontal ou vertical. As grutas são constituídas por galerias, salas e poços, cuja complexidade aumenta como resultado da progressiva confluência das águas infiltradas, formando-se redes subterrâneas que podem atingir desenvolvimentos da ordem das dezenas de quilómetros. As águas infiltradas desembocam em exsurgências, em geral com grandes caudais de ponta, que podem estar ou não associadas a redes subterrâneas.

Maciço Calcário Estremenho

O Maciço Calcário Estremenho constitui uma unidade geomorfológica definida e individualizada acima da cota dos 200 m, onde as formas cársicas assumem aspetos bem característicos e espetaculares. As rochas que afloram no Maciço Calcário Estremenho são sobretudo os termos do Jurássico (calcários, dolomitos, calcários margosos e margas), ocorrendo também em menor extensão os sedimentos do Cretácico e do Oligocénico e outros mais recentes.  O Maciço Calcário Estremenho é constituído por blocos separados por falhas que segmentam a Bacia Lusitâniana. Esses blocos foram desnivelados ainda durante a distensão (falhas normais), por movimentos diapíricos e por compressões resultantes da passagem de regime distensivo a compressivo durante as várias fases da orogenia alpina.

Assim o Maciço Calcário Estremenho está individualizado em três blocos elevados: a Serra dos Candeeiros, o Planalto de Santo António e a Serra de Aire e Planalto de S. Mamede. O bloco elevado do Planalto de Santo António está limitado a oeste pela falha da Costa da Mendiga, com direção NNE-SSW, e a leste pelas falhas da Costa de Alvados e da Costa de Minde com direção próxima de NW-SE. A estrutura geral do bloco de Santo António está basculada para sudoeste, com a extremidade norte levantada, o que favorece o aparecimento do Jurássico inferior nesta área. A oeste deste bloco elevado situa-se o bloco abatido da Mendiga e a leste o bloco abatido de Alvados-Minde que se liga a oriente com o bloco elevado de S. Mamede e Serra de Aire através da falha de Vale de Barreiras. A sul, estes blocos contactam com os sedimentos da Bacia do Baixo Tejo por acidentes cavalgantes (falhas do Arrife), Foto 2.

AAAAAFoto 2 – No planalto de Santo António, o topo dos cabeços define uma superfície de iso-altitudes a cotas de 500 a 590 m, designado por “nível das Pias”, que inicialmente foi identificado no Planalto de S. Mamede. O exocarso é representado pelas grandes depressões fechadas, por campos de lapiás de várias géneses, inúmeras pequenas dolinas e vales cegos e vales secos.

Polje de Minde

Os poljes são extensas regiões planas, fechadas, geralmente rebaixadas e com paredes íngremes, cuja origem está relacionada com acidentes tectónicos, como por exemplo falhas. Ao longo dessas falhas a circulação e dissolução das águas é muito intensa, Foto 3.

Polje de Minde (Final)Foto 3 – O Polje de Minde é uma depressão cársica fechada de dimensão quilométrica com 4 km de comprimento por 1,5 km de largura no seu fundo plano regularizado à cota dos 195 m. Para norte, outras depressões fechadas situam-se no mesmo alinhamento, escalonadas em altitude (Mindinho e Chão Mindinho). É enquadrado a ocidente pela imponente escarpa de falha da Costa de Minde e da Costa de Mira, a nordeste pelas vertentes do Planalto de S. Mamede e a sudeste pelas vertentes da Serra de Aire. O Polje de Minde apresenta inundações periódicas em resultado do afluxo proveniente das nascentes temporárias situadas nos bordos norte e este e da fraca capacidade de esgotamento dos sumidouros situados no fundo e no bordo oeste.

Fórnea – o anfiteatro natural

Ribeira da Fórnea, localizada a cerca de 5 Km para SSE de Porto de Mós, ligeiramente a SSW da povoação de Zambujal de Alcaria, ribeira cuja cabeceira entalhou um profundo anfiteatro natural designado por Fórnea Este vale é também conhecido como Barranco do Zambujal (Formação de Barranco do Zambujal). A espessura máxima desta Formação é da ordem de 220-250 m, sendo constituída por margas, calcários margosos e calcários micríticos, mais raramente siltíticos, em geral muito fossilíferos. As amonites e as belemnites são quase sempre abundantes.

A Fórnea é  uma forma em anfiteatro ou cone invertido que tem a sua origem e modelado fatores complexos, estando sempre presente os de natureza cársica. Na cabeceira ficam localizadas uma ou mais exsurgências (emergência à superfície de um cursos de água subterrâneo cujo caudal resulta de infiltrações diversas no maciço carsificado) responsáveis pela erosão remontante, Foto 4.

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Foto 4 – Fórnea no Maciço Calcário Estremenho. A Fórnea é um anfiteatro natural com cerca de 500 metros de diâmetro e 250 metros de desnível escavado nos calcários margosos, margas e calcários do Jurássico inferior e médio. A Fórnea corresponde a um recuo pronunciado em forma de anfiteatro, de uma zona baixa para dentro de um planalto calcário, começando em Chão das Pias – Serro Ventoso – e descendo até Alcaria. Os habitantes locais chamam-lhe Fórnea devido à sua forma que se assemelha a um forno. A designação de Fórnea advém da explicação científica da formação natural desta depressão. A Fórnea terá resultado duma evolução geomorfológica local condicionada por falhas transversas aos falhamentos NW-SE de Alvados-Alcaria. A água da chuva e as exsurgências, dispostas de forma semicircular e de carater temporário são consideradas responsáveis pela formação da Fórnea, através do processo de erosão regressiva, provocando o contínuo recuo das cabeceiras das linhas de água.

Em certos casos, a sua localização está dependente de fatores estruturais (litológicos e/ou tectónicos). Para o perfeito modelado das vertentes, podem contribuir processos crionivais herdados de períodos mais frios que o atual, Foto 5.

Fórnea cascalheirasFoto 5 –  Escombreiras de gravidade nas vertentes da Fórnea, formadas no Quaternário.

Na vertente da Fórnea é possível observar a presença de escombreiras de gravidade, verdadeiros cones de materiais, em declives superiores a trinta graus, tratando-se nitidamente de formações não atuais, contemporâneas de períodos mais frios do Quaternário, nas quais se nota uma nítida classificação das dimensões dos elementos rochosos do topo para a base onde se situam os maiores blocos.

Lapiás de origem bioquímica – Pias

No planalto de Santo António é possível encontrar extensas áreas repletas de campos de lapiás. Consideradas como formas cársicas menores, os lapiás, embora englobem as formas cársicas de dimensão mais ou menos reduzida, são os que melhor evidenciam a existência de processo de dissolução ativos à superfície. O termo é utilizado seja para designar uma forma elementar, seja para denominar um conjunto de formas lapiares. Para designar uma área onde as formas lapiares são densas, emprega-se o nome de Campo de Lapiás.

Existem diversas classificações de lapiás, em função da cobertura sedimentar que possuem, quanto à morfologia ou ao tipo de cobertura e as condicionantes estruturais. Existe uma classificação (a que vai aqui ser utilizada) que tende a priviligiar os processos de formação dos lapiás, dando lugar a três conjuntos: lapiás cujo o processo dominante se relaciona com a escorrência da água, um segundo conjunto de formas lapiares, formado pela ação conjunta do escoamento e da dissolução, controlados por fatores estruturais e finalmente um conjunto de lapiás com uma origem bioquímica, resultante da acção conjunta da dissolução e dos organismos vivos, como é o caso das pias de dissolução, Foto 6.

Foto 6  – Pias de origem bioquímica. As populações no planalto de Santo António utilizam estas pias como reservatórios de água para a agricultura.

O maciço encontra-se dividido em três regiões elevadas: a Serra dos Candeeiros, o Planalto de Santo António e o Planalto de São Mamede e Serra de Aire. O planalto de Santo António, com forma triangular e de vértice apontado para norte, é constituído por superfícies altas limitadas por escarpas vigorosas, principalmente a ocidente e a oriente. É nesta região setentrional que termina esta primeira viagem à morfologia cársica e da geologia do Maciço Calcário Estremenho.

Fontes consultadas

  • Crispim, J. A. (1992). Características cársicas das rochas carbonatadas da região central do Maciço Calcário Estremenho (Portugal). Algar – Boletim da Sociedade Portuguesa de Espeleologia(3), 9-18.
  • Crispim, J. A. (1993). Algumas considerações sobre a estrutura geológica dos poljes de Alvados e Minde (Estremadura – Portugal) Algar – Boletim da Sociedade Portuguesa de Espeleologia(4), 13-26.
  • Ford, D. C., & Williams, P. W. (1989). Karst Geomorphology and Hydrology. London: Unwin Hyman.
  • Kullberg, J. C., Rocha, R. B., Soares, A. F., Rey, J., Callapez, P., & Martins, L. (2006). A Bacia Lusitaniana: Estratigrafia, Paleogeografia e Tectónica. In R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha, & J. C. Kullberg (Eds.), Geologia de Portugal no contexto da Ibéria (pp. 317-368). Évora: Universidade de Évora.
  • Kullberg, M. C., Kullberg, J. C., & Terrinha, P. (2000). Tectónica da Cadeia da Arrábida. Tectónica das regiões de Sintra e Arrábida. Memórias Geociências. (Vol. 2, pp. 35-84). Lisboa: Museu Nacional História Natural da Universidade de Lisboa.

 

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.

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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.

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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.

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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.

 

 

Conglomerado de Vale da Rasca

A margem continental portuguesa é consequência da rotura de dois blocos continentais, ligados no passado num bloco continental bem maior, a que se tem dado o nome de Laurásia. Esta bacia distensiva, a Bacia Lusitaniana, desenvolveu-se, desenvolveu-se durante o Mesozoico encontrando-se dividida em três setores com base em estudos de litoestratigrafia do Jurássico Inferior.

Situada na região de Setúbal esta cadeia corresponde à extremidade sul da Bacia Lusitaniana, representando a estrutura mais interessante e uma das mais importantes da tectónica da inversão de idade Miocénica registada na Bacia Lusitaniana, Foto 1.

Mapa

Foto 1 –

Conglomerado de Vale da Rasca

Esta unidade aflorante e todo o Vale da Rasca é constituído por níveis detríticos silicaclásticos, constituindo os mais grosseiros, conglomeráticos, o núcleo de pequenos relevos alinhados de acordo com a estratificação, Foto 2.

Cadeia da Arrábida - Conglomerado de Vale da Rasca (Rio) esquema A

Foto 2 – No princípio da continuidade lateral, originalmente identificado por Nicolau Steno, assume-se, teoricamente, que uma camada progride lateralmente no espaço. Mas essa progressão lateral não é, na prática muito prolongada. São diversas as formas geométricas, observadas no campo, que demonstram a variação lateral de uma camada: gradação lateral, interdigitação, em cunha. Os limites em cunha representam uma diminuição gradual da espessura lateral da camada até ao seu desaparecimento. Tal ocorrência é habitual na proximidade dos bordos de uma bacia de sedimentação, ou em linhas de água identificadas estratigraficamente em camadas lenticulares.

Os conglomerados  de Vale da Rasca são níveis que testemunham impulsos tectónicos distensivos integrados no terceiro episódio de rifting (Kimeridgiano- Berrisiano Inferior) que afetou a Bacia Lusitaniana no Jurássico superior. Existe uma variação da espessura com a diminuição de Este para Oeste, desaparecendo próximo de Sesimbra, Diaporama 1.

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Diaporama 1 – Unidades de agilas, grés e conglomerados e calcários de Vale da Rasca. Estas rochas detríticas datadas do Kimeridgiano-Titoniano formaram-se numa altura em que houve sedimentação continental acentuada para leste de Sesimbra.

A geometria interna destes corpos sedimentares revelam fácies de natureza fluvial de caracter torrencial, associados a um sistema de leques aluviais dependentes do relevo que existiria a leste da bacia, a falha de Setúbal – Pinhal Novo para o hinterland da Bacia Lusitaniana.

Fontes:

Click to access tesem_leonorramalho.pdf

Click to access Bacia_Lusitaniana%20%28VIICNG%29.pdf

Click to access Kullberg_etal_2000_Arrabida.pdf

 

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