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.

Lapiás (Granja dos Serrões)

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.

 

 

 

 

Bacia Cenozóica do Tejo e Sado (Parte 2)

A primeira parte deste percurso no Miocénico de Lisboa pode ser consultado aqui.

No Miocénico Inferior, Lisboa localizava-se no litoral, junto a um mar quente e pouco profundo onde cresciam corais e colónias de briozoários. Em terra existiam pântanos com águas estagnadas, pobres em oxigénio, o que inibia os processos de decomposição biológica, favorecendo  conservação de matéria orgânica.

À beira rio (há 24 milhões de anos – Rua Virgílio Correia)

No Miocénico Inferior, Lisboa localizava-se no litoral, junto a um mar quente e pouco profundo onde cresciam corais e colónias de briozoários.

Em terra, existiam pântanos com águas estagnadas onde a matéria orgânica era conservada. Com o recuo da linha de costa, provocado pela descida do nível do mar, instalou-se um clima mais continental, com influência fluvial. Estes rios depositavam arenitos, ricos em micas provenientes das regiões montanhosas graníticas a Nordeste, Diaporama 1.

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Diaporama 1Areolas da Estefânia. As Areolas da Estefânia são constituídas por areias finas, siltosas, micáceas (areolas), de cores vivas, argilas silto-arenosas e arenitos mais ou menos consolidadas. Há níveis ricos em ostras. O termo “areola” é usado na geologia portuguesa para referir um arenito fino, argilo-micáceo, amarelado e pouco coeso, do Miocénico da região de Lisboa.

Há 17 milhões de anos o mar recuou (Quinta do Lambert)

No Miocénico Inferior existia neste afloramento um ambiente marinho, pouco profundo, ideal para a formação de calcários, ricos em fósseis de moluscos, algas e corais.

Com a descida do nível do mar estes terrenos ficaram emersos e percorridos por rios, ladeados de praias fluviais e planícies aluviais onde pastavam rinocerontes (Gaindatherium) e parentes próximos dos atuais elefantes (Prodeinotherium). Além destes mamíferos, existem nestas areis fósseis de répteis e de peixes de água doce, salobra e marinha, o que denuncia a proximidade da linha de costa, Diaporama 2.

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Diaporama 2 – As areias desta praia fluvial corresponde à fase regressiva da sequência deposicional. É representada por areias amarelas fluviais, com seixos rolados, e argilas arenosas com vegetais e ostras. Sobre estes níveis podem observar-se areias, em parte eólicas, associadas a finos leitos de argila, podendo corresponder a dunas litorais e ambientes deltaicos.

Do Rio ao mar (Há 16 milhões de anos)

Este afloramento da Rua Capitão Leitão, datado do Miocénico Médio apresenta na base um registo de ambiente fluvia com praias e campos de dunas, onde pastavam rinocerontes primitivos.

Esta unidade é constituída por areias feldspáticas e fluviais incoerentes ou fracamente cimentadas, às vezes grosseiras e compactas, com estratificações entrecruzadas e intercalações argilo-margosas. Estas areias contêm importante fauna de vertebrados, restos de vegetais, conchas de moluscos, etc.. No entanto são os ostreídeos (Ostrea crassíssima) em abundância, que caracterizam esta unidade, chegando a formar níveis lumachélicos, de grandes dimensões, que podem atingir os 50 cm, Diaporama 3.

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Diaporama 3 –  Neste afloramento é possível observar estratos intensamente bioturbados. A bioturbação (slide 6  e 7) corresponde ao conjunto de modificações no arranjo estrutural de um sedimento devidas à atividade de seres vivos, com destaque paraos vermes e crustáceos. As lumachelas que ocorrem neste afloramento correspondem a calcário bioacumulado essencialmente formado por ostras.

Com a subida do nivel do mar, a linha de costa aproximou-se, instalando-se aqui um estuário. Neste estuário, sobre a areia onde vermes e crustáceos escavavam galerias formaram-se grandes bancos de ostras.

A Bacia do Tejo teve origem na reativação de fraturas variscas, na dependência das quais se formaram fossas com orientação dominante NE-SW. Inicialmente preenchidas por sedimentos continentais no Paleogénico, sofreram interdigitação sucessiva de sedimentos continentais e marinhos no Neogénico. No Miocénico registaram-se várias transgressões e regressões.  O Atlântico invadiu a bacia no início do Miocénico. A partir de então, a sedimentação na região de Lisboa e da Península de Setúbal ocorreu na interface oceano-continente, com oscilações da linha de costa dependentes das variações do nível do mar e dos efeitos da tectónica.

O enchimento e evolução da Bacia do Baixo Tejo foi um processo complexo e os afloramentos/geomonumentos aqui apresentados são apenas pequenas imagem desta evolução durante o Cenozoico.

Referências:

http://www.cm-lisboa.pt/viver/ambiente/geomonumentos

http://metododirecto.pt/CNG2010/index.php/vol/article/download/234/376

Click to access CT_14_32.pdf

https://www.researchgate.net/publication/274138668_Os_Perissodactilos_e_Artiodactilos_Fosseis_da_Bacia_do_Baixo_Tejo_Portugal

 

 

 

 

 

 

 

Pedreira de Colaride – uma plataforma carbonatada emersa no Cretácico

A Bacia  Lusitaniana, corresponde  a  uma depressão  alongada  segundo  a  direção  NNE-SSW,  preenchida  por  sedimentos  com uma  espessura  máxima  de  cerca  de  5  km  e  idades  compreendidas  entre  o  Triásico superior  e  o  Cretácico. O seu enchimento  é  marcado  pelo  acarreio  de  materiais,  predominantemente siliciclásticos,  provenientes  dos  relevos  emersos  do  Maciço  Ibérico,  a  este,  e  do  horst granito-gnaissico  da  Berlenga,  a  oeste.

Cretácico Inferior e Superior

Ao  longo  da  margem  ocidental  portuguesa,  os  afloramentos  cretácicos estendem-se  de  forma  descontínua  desde  Aveiro  à  Arrábida.  A irregularidade  da  sua  distribuição  geográfica  permitiu  delimitar  dois  grandes  sectores, separados  pelo  paralelo  das  Caldas  da  Rainha: o sector norte e o sector sul.

Em contrapartida, o Cretácico inferior está bem representado no sector sul, Esquema 1,  através de uma série relativamente contínua (Berriasiano – Albiano), que apresenta uma influência marinha mais acentuada e de maior profundidade na região de Cascais. Admite-se, por isso, que o domínio norte esteve emerso durante o Cretácico Inferior, enquanto no sector sul se estabelecia um golfo com ligação ao oceano a sul e sudoeste e sem comunicação para norte.

Cretácico

Esquema 1 – Esquema com as unidades carbonatadas do Cretácico da região Cascais-Sintra

A bacia adquire assim uma geometria marcada por um sulco central mais profundo, entre Torres Vedras e o Sado, onde se deposita a sucessão berriasiana – albiana, ladeado por socalcos marginais, a este e oeste, com sedimentação descontínua. Entre o Albiano e o Turoniano, assiste-se a uma subida do nível eustático que tem o seu máximo no Cenomaniano superior. A instalação gradual de uma plataforma carbonatada epicontinental que migra de sul para norte, uniformiza a topografia e a bacia atinge o seu pleno enchimento. A partir do Turoniano, a distribuição da sedimentação sofre uma mudança substancial que se reflete na ausência de registo pós-cenomaniano, a sul do paralelo das Caldas da Rainha.

 

Pedreira de Colaride (Concelho de Sintra)

Na Pedreira de Colaride é possível observar vestígios da plataforma carbonatada epicontinental e as mudanças ambientais decorridas até ao final do Cretácico superior com evidências de um vulcanismo com episódios  efusivos e explosivos, Foto 1.

Formação da Bica 1A (Colaride)_

Foto 1 –  O registo estratigráfico inicia-se no Cretácico Superior e é marcado por um episódio de deposição em ambiente de plataforma carbonatada marinha durante o qual se formaram as camadas calcárias da Formação de Bica (Cenomaniano superior). No final do Cenomaniano, assiste-se a uma tendência regressiva que culmina com o desenvolvimento de uma superfície de paleocarsificação no limite superior da Formação de Bica. Depois da sedimentação cenomaniana e subsequente regressão, a zona foi afetada por importante atividade vulcânica efusiva e explosiva, representada pelas escoadas de lavas basálticas (emissões tranquilas) e pelas acumulações piroclásticas (atividade explosiva), respetivamente.

Formação de Bica 

A Formação de Bica é constituída por calcários compactos de cor branca, rosada a avermelhada, que se apresentam mais margosos para o topo da unidade, onde ocorrem intercalados com margas amarelas, rosadas e esbranquiçadas. O calcário compacto é preponderante, chegando a apresentar-se cristalino com nódulos de sílex, Foto 2. Alterna com calcários apinhoados (nodulosos) e com calcários com uma componente margosa. A parte superior desta formação é caracterizada pela presença de rudistas (caprínulas e radiolitídeos), em que os rudistas, Foto 3,  se apresentam frequentemente silicificados.

Formação da Bica - Calcários (Colaride)_-2

Foto 2 –  Calcários apinhoados da Formação de Bica. Em termos macroscópicos, os calcários da Formação de Bica podem ser caracterizados como rochas de tonalidade clara (branca), aspeto compacto e textura heterogénea devido ao seu elevado e variado conteúdo fossilífero.

Formação da Bica - Caprínulas (Colaride)_

Foto 3 –  No caso dos calcários da Formação de Bica, a abundância e diversidade de formas fósseis (bioclastos), maioritariamente moluscos (bivalves e gastrópodes), permite classificar a rocha em amostra de mão como um calcário bioclástico microcristalino. Os moluscos bivalves, em particular os rudistas, parecem constituir o principal grupo de macrofósseis nestes calcários, sugerindo um ambiente de sedimentação recifal. Os rudistas, com idades compreendidas entre o Jurássico superior e o Cretácico superior, extinguiram-se na passagem Cretácico-Cenozóico (há cerca de 65 Ma). Viviam em águas quentes, pouco profundas, a baixas latitudes. Desenvolveram conchas com formas bizarras, o que os torna muito diferentes dos bivalves comuns.

Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL)

O  CVL  é  composto  fundamentalmente  por  escoadas  de  lavas  basáticas associadas  a  emissões  vulcânicas  tranquilas,  nas  quais  se  intercalam  acumulações piroclásticas  de  granularidade  variável,  marcando  episódios  de  actividade  explosiva. Segundo  Matos  Alves  et  al.  (1980),  o  vulcanismo  ocorreu  em ambiente  subaéreo  e  terá  sido  dominantemente  efusivo,  uma  vez  que  os  níveis piroclásticos,  embora  muito  repetitivos,  têm  uma  expressão  bastante  mais  reduzida  do que  a  das  escoadas, Foto 4.

Basaltos - CVL (Colaride)_

Foto 4 – Os basaltos do CVL constituem uma série relativamente pouco diferenciada, atingindo os hawaiitos e os mugearitos. São caracterizados por uma grande heterogeneidade mineralógica e textural como consequência de variações significativas nas proporções modais de olivina, piroxena e plagióclase e do maior ou menor papel dos feldspatóides. O mineral ferromagnesiano mais comum é a augite titanífera, embora também possam conter horneblenda e biotite. A magnetite e a ilmenite estão sistematicamente presentes como fases acessórias. O carácter alcalino e titanífero é sempre nitidamente marcado, através da ocorrência de feldspatos intersticiais, zeólitos e, por vezes, feldspatóides e dos elevados teores em titânio da augite, horneblenda e biotite. Os piroclastos são materiais resultantes da solidificação de lavas que são ejetados para o ar no estado sólido ou ainda no estado de fusão. Neste afloramento, apresentam um aspeto pouco consolidado, cor vermelha e são compostos por fragmentos de minerais ou rochas (clastos) com dimensões inferiores a 2 mm o que permite classificar a rocha como um tufo de cinzas.

 As  formações  do  Complexo  Vulcânico  de  Lisboa  assentam  sobre  os  calcários margosos  do  Cenomaniano  inferior  e  médio  ou  sobre  os  calcários  recifais  do Cenomaniano  superior  e  jazem  sob  as  camadas  conglomeráticas  do  “Complexo  de Benfica”,  de  idade  paleogénica  (Eocénico  a  Oligocénico).  Com  base  nestas  relações, foi  possível  posicionar  este  episódio  magmático  no  Cretácico  terminal  /  início  do Paleogénico  (≈  70  Ma),  o  que  é  compatível  com  as  determinações  geocronológicas (Rb/Sr  e  K/Ar)  actualmente  disponíveis  para  rochas  e  minerais  do  CVL.

 

A zona da Pedreira de Colaride localiza-se na Península de Lisboa (Estremadura) e integra-se, em termos geológicos, na Bacia Lusitaniana, instalada a Oeste do Maciço Hespérico, a partir do Pérmico, como consequência da fragmentação do supercontinente Pangeia e da abertura de dois grandes oceanos: o Atlântico Norte e o paleo-oceano Tétis. Todas as rochas que afloram nesta pedreira têm idade cretácica, sendo as mais antigas (Cenomaniano médio e superior) de natureza sedimentar, depositadas em meio marinho mais ou menos profundo, e, as mais recentes, basaltos e piroclastos do Complexo Vulcânico de Lisboa, associados a um episódio de vulcanismo alcalino sub-aéreo em ambiente intraplaca do final do Cretácico.

A existência deste local de interesse didáctico permite compreender os fenómens geológicos que ocorreram durante o Cretácico nesta zona da Bacia Lusitâniana. Mais informação sobre este afloramento pode ser consultado neste link.

Fontes:

Click to access 11.pdf

Click to access 2009000866.pdf

Click to access 35965.pdf

http://lxrisk.cm-lisboa.pt/caract_geo_amb.html

 

 

 

 

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