Praia da Consolação e os recifes de coral

A Bacia Lusitaniana, localizada na margem ocidental da Península Ibérica formou-se no decurso da abertura do oceano Atlântico Norte. As litologias presentes resultaram de episódios de rifting alternados com períodos de estabilidade tectónica e consequentes variações de subsidência.

Localizada no litoral a sul de Peniche, a povoação de Praia da Consolação é um dos locais que apresenta condições de excelência para a observação de afloramentos da sucessão quase contínua para o Jurássico da referida bacia formada no início do Mesozoico.

Nas arribas costeiras desta praia as litologias da  Formação de Alcobaça afloram, representadas por uma unidade denominada de “grés, margas e calcários dolomíticos da Consolação” que abarca todo o período compreendido entre o final do Oxfordiano ao final do Kimeridgiano (Jurássico Superior), Foto 1.

Foto 1 – Nos níveis mais margosos ocorrem corais coloniais, gastrópodes, bivalves, ostraídeos, entre outos. Na base observa-se uma lumachela que terá servido de substrato para a implantação de corpos recifais, por sua vez cobertos por novo nível argiloso.

As lumachelas são rochas carbonatadas bioacumuladas essencialmente formadas por conchas de moluscos. No geral são formadas por conchas de moluscos (com predominância de bivalves), inteiras ou fraturadas e pouco cimentadas. O ambiente de deposição corresponde a águas pouco profundas próprias de ambientes neríticos. O nome tem origem italiana (lumachella).

Os recifes são proeminências ou não, de intensa atividade biológica e de grande resistência mecânica às vagas. Para a sua formação contribuem entre outros, os coraliários. Estas estruturas ocorrem em ambientes de águas pouco profundas (ambiente nerítico), responsável pela grande maioria de rochas carbonatadas.

Os corais da atualidade vivem como formas solitárias ou coloniais, geralmente formando simbioses com algas. Muitas espécies secretam um exoesqueleto (esqueleto externo) rígido de carbonato de cálcio. Cada geração de pólipos forma-se sobre os restos dos esqueletos da geração anterior, construindo “rochas” com formas características de suas espécies. Esses esqueletos são o que geralmente chamamos de coral. Os recifes de coral são para os mares tropicais o que as florestas pluviais são para as áreas terrestres tropicais: elas proporcionam habitat para muitas outras espécies.

A sucessão com níveis lumachélicos indica a existência de um ambiente lagunar que, devido à gradual subida do nível do mar, foi sendo ocupado por fauna resistente à salinidade salobra e com a continuação da subida permitiu o desenvolvimento de corais biohérmicos, em condições de salinidade e oxigenação normais. Nova descida promoveu o acarreio de argilas, as quais tornaram inviável a proliferação desses organismos.

Bibliografia consultada

Galopim, C., (2006). Geologia Sedimentar, Volume III – Rochas Sedimentares. Âncora Editora .

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

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

 

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