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

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.

 

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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