Fase Sarda

O autóctone Centro-Ibérico

A Zona Centro-Ibérica é um domínio bastante heterogéneo do orógeno Varisco, compreendendo áreas com diferentes graus de metamorfismo, desde baixo a alto grau e abundantes granitóides. Para além da heterogeneidade metamórfica, é possível observar uma acentuada heterogeneidade estrutural, a que não é estranha a existência de um complexo de empilhamentos de mantos alóctones e parautóctones sobrepostos às formações autóctones. A generalidade da estrutura do autóctone é devida à actuação da primeira fase de deformação Varisca (D1).
O Autóctone Centro Ibérico em Portugal apresenta um conjunto de unidades com idades compreendidas entre o Pré-Câmbrico e o Carbónico sendo possível reconhecer duas megassêquencias :

1) Super-Grupo Dúrico-Beirão (anteriormente designado por Complexo Xisto-Grauváquico ante–Ordovícico) tradicionalmente subdividido em Grupo do Douro e Grupo das Beiras.

2) Megassequência pós-Câmbrica, com fácies detríticas transitando para pelítica (da base para o topo), com conglomerado de base revelando um regime transgressivo e um regime regressivo no topo de idade ordovícica, marcado por formações glaciogénicas. No Devónico assiste-se uma transição de sedimentação dum ambiente e plataforma nerítica para uma situação de talude. Por fim o Carbónico apresenta fácies essencialmente continental.

A Formação de Desejosa ( Grupo do Douro), formada no início do processo de rifting, apresenta de um modo geral, características turbidíticas constituídas por alternâncias de filitos e metagrauvaques, sendo que a sua diferenciação se baseia na variação das percentagens relativas de areias e argilas, bem como pela natureza e importância dos turbidítos, Foto 1.

Marão 1

Foto 1 – Este conjunto sedimentar constitui o registo da evolução pré-acrecionária varisca que se iniciou com a deposição das séries flyschóides do Grupo do Douro em regime de rifting intracontiental. A formação ante-ordovícica que aflora na Serra do Marão, é a Formação de Desejosa (Grupo Douro), formada em regime extensivo.

Fase Sarda

O regime extensivo foi seguido de um curto episódio compressivo já com a Formação de Desejosa litificada. Este último processo tectónico, designado de Fase Sarda, esteve provavelmente relacionado com um reajustamento isostático.

Foi uma deformação fortemente heterogénea produzindo na região discordâncias angulares e desconformidades, Foto 2.

Desconformidade A-9

Foto 2 – As discordâncias correspondem à relação geométrica entre duas unidades estratigráficas onde não existe paralelismo entre os materiais infra e suprajacentes. Durante a Fase Sarda ocorreu uma desconformidade entre a Formação de Desejosa (com um aspeto típico listrado) e o Membro de Bojas do Ordovícico. Um hiato de cerca de 50 M.a correspondente ao tempo em que ocorreu a emersão e a erosão de uma parte do Câmbrico superior e médio.

Vulcanismo Ordovícico

Com o retomar do estiramento continental permaneceram dois tipos de registos: a presença de clastos da unidade que nessa altura estava a ser erodida, Foto 3, e material vulcânico (cinzas e piroclastos) de natureza explosiva que cobriu momentaneamente a Formação de Desejosa.

Marão1 (blogue)

Foto 3Desconformidade entre o Câmbrico e o Ordovícico. É uma descontinuidade estratigráfica em que entre as unidades infrajacentes e suprajacentes há paralelismo mas entre as duas existe uma superfície erosiva.

Existem registos de vários episódios vulcânicos de características explosivas, com emissão de grandes quantidades de cinzas. Em todos os afloramentos estudados na Zona Centro Ibérica (ZCI) foi possível observar níveis de material vulcano-sedimentar, não imediatamente em contacto com a Formação de Desejosa, Foto 4.

Desconformidade A1

Foto 4 – Níveis tufitos na Serra do Marão. Em todos os afloramentos estudados na ZCI, o televulcanismo foi sempre observado acima da descontinuidade estratigráfica que separa o Câmbrico do Ordovícico. O vulcanismo básico também ocorre mas é menos notório e parece ser posterior ao vulcanismo ácido. O tectonismo sin-deposicional associado a um provável rift intracratónico seria responsável pelo rejogo de falhas com movimentações isostáticas e pelo controle da sedimentação.

Resumindo

O modelo atualmente aceite para a evolução da ZCI (Zona Centro Ibérica), preconiza a formação e preenchimento de um rifte intracratónico limitado por falhas ativas seguido de uma inversão tectónica (Fase Sarda) precoce em transpressão direita no Proterozóico Superior – Câmbrico, seguido da compressão Varisca em transpressão esquerda, perpendicular ao eixo do fosso (responsável quer pelo desencadear de vulcanismo bimodal, quer pelo desenvolvimento de dobras de comprimento de onda amplo, sem produção de clivagem). Este tectonismo sindeposicional estaria na origem do rejogo de falhas, com movimentações isostáticas associadas, controlando consequentemente a sedimentação.

Fontes:

https://www.researchgate.net/profile/Carlos_Coke

https://www.researchgate.net/profile/Rui_Dias

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Tempestitos no Paleozoico

Trata-se de uma camada lumachélica constituída, essencialmente, por fragmentos de valvas de braquiópodes linguliformes, numa matriz arenítica, às vezes grosseira, com clastos pelíticos e de quartzo e em alguns locais, cristais de pirite ou relíquias destes, Foto 1.

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Foto 1 – Tsunamito na Serra do Marão (Portugal). Esta camada constitui um excelente marcador estratigráfico, uma vez que possui uma espessura relativamente fina (10 a 15 cm) e apresenta grande continuidade horizontal, tendo sido identificada à superfície em diferentes locais da Serra do Marão, em Valongo, Viana do Castelo-Valongo, Buçaco e Penha Garcia, assim como em diferentes locais do Maciço Armoricano, como em Espanha, França, Sérvia e Marrocos.

É interpretada como correspondendo a um tempestito, possivelmente originada por um evento catastrófico, eventualmente associado a tempestades excecionais ou mesmo a um tsunami provocado por violentas erupções freático-magmáticas ocorridas no final da deposição do Quartzito Armoricano no Sul da Zona Cantábrica do Maciço Hespérico.

Para ver mais sobre Tempestitos (clique aqui)

Fonte:

https://www.researchgate.net/profile/Carlos_Coke/publication/258143260_Camada_Seixinhos_no_interior_do_Tunel_do_Marao/links/00b7d5271c2d3c9659000000/Camada-Seixinhos-no-interior-do-Tunel-do-Marao.pdf

Sedimentação em ambientes profundos

Os fluxos sedimentares gravíticos são fluxos de sedimentos ou de misturas de água e sedimento que se deslocam devido à ação da gravidade, sem influência significativa do meio existente por cima desse fluxo. Frequentemente, as partículas são sujeitas a dispersão no início da movimentação. Alguns destes fluxos iniciam-se muito lentamente. Outros ocorrem de forma súbita.

Os principais fluxos sedimentares gravíticos são: fluxos granulares (grain flows), fluxos liquificados (liquified flows), fluxos detríticos (debris flow) e correntes turbidíticas (turbidity currents).

Cada um destes tipos de fluxo têm mecanismos de suporte do material em suspensão específicos mas que não são mutualmente exclusivos. Existe mesmo a convicção de que de que, em muitos casos, vários destes mecanismos são simultaneamente importantes. Um mesmo fluxo pode mesmo ter dominância de mecanismos diferentes em diferentes estádios do seu percurso.

Correntes Turbidíticas

As correntes de densidade são fluxos granulares induzidos pela gravidade, em que a densidade global do fluido afetado é maior do que a do fluido envolvente. Os fatores responsáveis pelo aumento da densidade global desse fluido podem ser a menor temperatura, a salinidade maior e/ou o maior conteúdo em matéria em suspensão, Foto 1.

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Foto 1 – Os turbiditos formam-se pela ação de correntes turbidíticas que se caracterizam por um regime turbulento e extremamente rápido, que transportam uma carga sólida composta por uma mistura de sedimentos e água. Os sedimentos grosseiros (areias e seixos) são transportados como carga de fundo por arraste enquanto a fração fina (argilas, lamas e siltes) é transportada em suspensão. Formação de Desejosa (Câmbrico) na Serra do Marão. Formação constituída por alternâncias finas de filitos e metassiltitos com intercalações de metagrauvaques conferindo à unidade um aspecto listrado.

As correntes turbidíticas são correntes de densidade em que a maior densidade global do fluido se deve a uma maior quantidade de matéria mantida em suspensão por fenómenos turbulentos. As colisões entre as partículas são um fator importante de dispersão destas e da sua manutenção em suspensão. No entanto, as movimentações ascendentes do fluido através do conjunto de partículas é outro fator dispersivo muito importante. Os materiais finos em suspensão, que constituem, de certa forma, a matriz do meio, são outro sustentáculo muito importante para que a suspensão se mantenha.As correntes turbidíticas são assim designadas porque a carga sedimentar em suspensão faz com que a água fique muito turva.

Quando se obtêm testemunhos sedimentares verticais (cores ou carottes) do fundo oceânico é frequente encontrarem-se vários turbiditos sobrepostos, muitas vezes separados por níveis, geralmente com pequena espessura, de sedimentos pelágicos mais biogénicos. Deve-se ter em atenção que o tempo necessário à acumulação desses níveis mais estreitos é muito maior (anos a séculos ou, mesmo, milénios) do que o correspondente à deposição do turbidito (horas a dias).

As correntes turbidíticas constituem mecanismos muito eficazes de transferência de partículas grosseiras (areia) para o domínio profundo, frequentemente para áreas onde, à exceção dos turbiditos, só ocorre sedimentação fina.

As correntes turbidíticas não se iniciam sem haver qualquer mecanismo exógeno que faça com que grande quantidade de sedimento entre em suspensão. O fluido com essa carga sedimentar em suspensão fica, então, com uma densidade global maior do que a do fluido envolvente, sem (ou com muito pouca) matéria em suspensão. Este contraste de densidade, combinado com a ação da gravidade, provoca um fluxo turbulento que tende a manter o sedimento em suspensão, inibindo a sua deposição e, consequentemente, a dissipação da corrente turbidítica por perda da carga sedimentar. A manutenção da turbulência e, portanto, da carga em suspensão e do fluxo turbidítico, carece de uma introdução constante de energia, a qual lhe advém da energia potencial da corrente fluindo por uma vertente ou canal descendente.

Os mecanismos indutores das correntes turbidíticas são variados, podendo ser abalos sísmicos, grandes temporais, deslizamentos de terras, deposição sedimentar rápida em vertentes inclinadas na sequência de cheias fluviais, etc. As correntes turbidíticas têm muitas analogias com as correntes geradas pela escorrência superficial nas zonas continentais emersas. Quando começam a perder rapidamente competência, o que normalmente acontece assim que deixam de estar confinadas num canal, a deposição da carga sedimentar constrói deltas submarinos que têm semelhanças com os deltas construídos na parte terminal dos grandes rios.

Sequências de Bouma

Os depósitos turbidíticos adquirem características diferenciadas consoante a deposição se efetua na parte proximal ou na distal do turbidito.

A sequência vertical de um turbidito, imagem 1, descrita por Bouma em 1962 é composta por intercalações de camadas de areias e material fino como siltes e argilas, sobre uma base erodida. Os turbiditos têm uma sequência vertical positiva, ou seja a dimensão dos sedimentos diminui verticalmente na sequência estratigráfica, passando de uma base de natureza grosseira, composta por areias ou conglomerados, para o topo composto por material fino como siltes e argilas pelágicas, que podem ter um conteúdo rico em matéria orgânica.

Bouma

Imagem 1 – Esquema de um depósito turbidítico em domínio profundo, com indicação dos níveis da sequência de Bouma que se depositam em cada zona. Bouma (1962) esquematizou as principais fácies para a identificação dos turbiditos, que ficou conhecida como sequência de Bouma (depositadas por correntes de turbidez de baixa densidade).

Essa sequência é dividida, da base para o topo, nas seguintes fácies: (a) arenitos maciços com granulometria gradacional; (b) arenitos com laminação paralela; (c) arenitos com microlaminação cruzada cavalgante; (d) ritimitos siltosos e arenitos muito finos ou siltosos; (e) folhelhos da sedimentação lacustre ou oceânica. O intervalo hemipelágico é formado por níveis delgados de argila e ou carbonatos e são depositados nos períodos entre os pulsos de correntes de turbidez.

Formações Turbidíticas pode ser vista aqui.

Fontes:

http://w3.ualg.pt/~jdias/JAD/ebooks/Turbiditos.pdf

http://www.twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20112/lucas_gontijo_20112.pdf

https://www.researchgate.net/profile/Paulo_Paim/publication/286033690_Mecanismos_de_transporte_e_deposicao_em_turbiditos/links/566582ac08ae418a786ef6ab/Mecanismos-de-transporte-e-deposicao-em-turbiditos.pdf?origin=publication_detail

 

 

 

Estromatólitos – nos mares primordiais

As rochas e os fósseis são ferramentas fundamentais para reconstruir a história da Terra. Os resultados do seu estudo permitiram aos cientistas além de recriarem os ambientes do passado, Foto 1, organizarem o tempo geológico desde a formação da Terra, há cerca de 4600 milhões de anos, até aos nossos dias.

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Foto 1 –  Estromatólitos (Humpata – Angola). O Pré-Câmbrico  é o mais longo, misterioso e desconhecido intervalo de tempo da história da Terra, que decorreu desde o momento da formação do planeta até ao início do período Câmbrico (542 M.a.). Na reconstituição dos ambientes do passado, alguns fósseis adquirem particular importância. É o caso dos fósseis de ambiente ou fósseis de fácies, que são todos os fósseis que fornecem indicações sobre o ambiente antigo ou paleoambiente.

Na longa etapa do Pré-Câmbrico surgiram as primeiras células que formaram primitivas colónicas de bactérias (procariontes). Estas colónias construíram estruturas sedimentares conhecidas por estromatólitos, Foto 2.

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Foto 2 – Humpata (Angola). Os estromatólitos compõem-se de várias camadas finas que supostamente se terão gerado no decurso de anos, talvez mesmo centenas, para dar origem a estas estruturas irregulares com forma de cogumelo ou de couve. São estruturas que resultaram da acção de cianobactérias (organismos procariontes) em mares quentes e pouco profundos.

Estes organismos procariontes, responsáveis pela acumulação e precipitação de carbonato de cálcio em camadas são evidências da atividade metabólica e fotossintética. Neste processo, captavam o dióxido de carbono e libertavam o oxigénio para a atmmosfera. Este processo foi responsável pela precipitação do carbonato de cálcio, redução do dióxido de carbono na atmosfera da Terra primitiva e formação destas estruturas laminares, Foto 3.

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Foto 3 – Calcários com estromatólitos (Collenia sp) – Humpata (Angola). Formados por calcários dolomíticos algumas destas estruturs possuem a forma em bola (Oncholites), outros em lâmina (Collenia) e outros são constituídos por cones embutidos uns nos outros (Conophyton).

São importantes na reconstituição do abientes onde habitavam. Estes fósseis de fácies ou ambiente indicam o tipo de ambiente sedimentar da rocha em que ficaram preservadas as estruturas (icnofósseis) fossilizadas. Permitem ao geólogo reconstruir ambientes antigos ou paleoambientes.

Estas bactérias dos mares primordiais habitavam ambientes pouco profundos, hipersalinos num ecossistema que não permitia a proliferação dos seres vivos que se alimentavam destas bactérias fotossintéticas. Viviam perto da superfície de forma a poderem absorver determinados comprimentos de onda da luz solar.

Hoje em dia bactérias semelhantes habitam em lagoas hipersalinas (Shark Bay na Austrália), frequentemente em regiões tropicais em baías com uma taxa de evaporação elevada.  O habitat destes procariontes fotossintéticos não permite serem fonte de alimento para organismos consumidores, Foto 4.

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Foto 4 – O delgado tapete microbiano pode assim ser por vezes atolado com finas particulas argilosas, obrigando as cianobatérias a crescer através dos sedimentos para se manter em contacto com a luz solar. Ao longo do tempo podem formar-se estruturas com várias camadas.

 Na maior parte dos fósseis encontrados os procariontes construtores destas estruturas não são preservados, mas a sua estrutura em camadas permanece. As bactérias constituídas por células pocarióticas terão sido os primeiros seres vivos a surgir nos oceanos, havendo registos fósseis deste tipo de orgnaismos com 3500 M.a. Proliferaram rapidamente e originram recifes primitivo em tudo idênticos aos estromatólitos atuais. A quantidade de oxigénio na atmosfera, há cerca de 2500 M.a., foi aumentando como consequência da actividade das bactérias fotossintéticas.

 

Suevitos

Trata-se de uma brecha de impacto polimíctica (com fragmentos de várias rochas distintas) com uma matriz fina de clastos minerais em vários estádios de metamorfismo de impacto, incluindo partículas fundidas em estado vítreo, Foto 1.

Suevito

Foto 1Suevito da Cratera de Ries na Alemanha com um fragmento de Gnaisse. Museu de História Natural de Berlim. São rochas de alto grau de metamorfismo formadas por fragmentos de rocha com matriz fina e parcialmente fundida. Formados sob forte pressão do choque, com posterior recristalização aérea do material ejectado.

Descobertos inicialmente na cratera de Ries na Alemanha, esta rocha corresponde a um impactito.

 

As aves são répteis!

O termo “fósseis, ou formas de transição” tem vindo a cair em desuso, pois refere-se a espécies extintas que representam um estádio intermédio entre dois grupos de organismos, e incorporam simultaneamente características ancestrais e derivadas dos mesmos.  O termo “fóssil de transição” é desadequado, tendo em conta a metodologia de classificação filogenética e o conhecimento sobre como a evolução atua.

Um fóssil que não é de transição – Archaeopteryx

Num terrível dia no final do Cretácico, um asteroide do tamanho de uma montanha embateu contra aquilo que é atualmente a costa do Iucatão, cravando-se na terra e desencadeando uma série de acontecimentos catastróficos. O final do Cretácico foi uma época de alteração global do clima do planeta com o nível dos mares a baixar, mares epicontinentais que secaram, terras separadas pela água que passaram a estar unidas e espécies novas que podiam migrar para novos territórios. Aquele embate na costa do atual México vaporizou rocha e gases nocivos espalharam-se pela atmosfera. Florestas foram obliteradas por todo o mundo e as temperaturas oscilaram de forma dramática. O impacto e as suas consequências num planeta em crise ambiental puseram fim ao reino dos dinossáurios.

Na verdade essa erradicação não foi completa  

A “Vida” encontrou uma maneira de subsistir e alguns “dinossáurios” sobreviveram à extinção. As aves modernas são o último ramo remanescente da árvore genealógica destruída dos dinossáurios, Imagem 1.

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Imagem 1 – Uma das árvores genealógicas proposta para  “família das aves”. A origem das aves dá-se a partir de dinossáurios terópodes (grupo ao qual pertence o Tyrannosaurus rex).  Não se pode afirmar que ocorre a transição dos dinossáurios para as aves, nem sequer dos répteis para as aves, pois do ponto de vista filogenético, as aves são dinossáurios e répteis. Procurar a transição entre répteis e as aves é como procurar a transição  entre os mamíferos e os primatas: não existe! Isto sob o ponto de vista taxonómico lineano, é claro. O que acontece é que as aves são répteis.

A paisagem infernal deixada pelo asteroide terá dado alguma vantagem aos antepassados das aves contemporâneas dos seus “primos” do Cretácico.

A mais antiga raiz conhecida da árvore genealógica das aves é o Archaeopteryx, Foto 1, com 150 milhões de anos. Embora atualmente nenhuma ave tenha dentes, o Archaeopteryx possuía mandibulas crivadas de dentes afiados. Tinha os membros anteriores equipados com garras e cauda longa e ossuda. Estas características que se foram perdendo nas aves, revelam laços próximos com os seus primos reptilianos. No entanto, no Archaeopteryx encontram-se também características de aves contemporâneas. Os seus fósseis mostram asas proeminentes cobertas por penas aerodinâmicas. Após a sua descoberta em 1860, a espécie foi considerada como uma etapa de transição entre os dinossáurios e as aves, mas poucos fósseis foram descobertos de forma a preencher as lacunas que existiam da evolução desta “transição”.

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Foto 1 – Em 1861, operários numa pedreira na Alemanha desenterraram fósseis de uma ave com a dimensão de um corvo, batizada de Archaeopteryx , que viveu há cerca de 150 milhões de anos. Possuía penas e outras características das aves hoje existentes, mas também vestígios de um passado reptiliano, como dentes na boca, garras nas asas e uma cauda longa e ossuda. Museu de História Natural – Estugarda, Alemanha.

E se os dinossáurios-avícolas ainda existissem em que família seriam colocadas as “aves”?

O método de classificação lineana, sugerido por Carolus Linnaeus foi desenvolvido sem noções de evolução, e talvez por isso está atualmente a cair em desuso para dar lugar a clasificações filogenéticas que procuram refletir a evolução de um grupo de organismos.

Em 1996 foi revelado o primeiro fóssil de um dinossáurio com penas, sem qualquer parentesco com as aves. Dezenas de espécies de dinossáurios com penas foram extraídas das formações rochosas chinesas do Cretácico. Dinossáurios não-avícolas e de aves primitivas, Foto 2, acompanhadas por penas, escamas e pele emergiram destas formações na China. As aves são excecionalmente diversificadas. Há mais de 10.000 espécies conhecidas, todas elas descendentes de um grupo de dinossáurios. Os mais recentes indícios genéticos e achados fósseis sugerem o aparecimento de, pelo menos, três linhagens de aves,  que emergiram durante o Cretácico e sobreviveram ao impacto do asteroide que matou três quartos da vida na Terra.

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Foto 2 – Rhamphorhynchus muensteri, Pterossauro do Mesozoico alemão. Museu de História Natural de Berlim, Alemanha.  Os Pterossauros constituem uma ordem extinta da Classe Reptilia que corresponde aos répteis voadores da Era Mesozoica. Embora fossem seus contemporâneos estes animais não eram dinossáurios. No percurso evolutivo, os organismos vão acumulado características morfológicas, mantendo ou perdendo os caracteres tido inicialmente. Os grupos taxonómicos, ou clados, são diagnosticados através de características morfológicas novas adquiridas e  partilhadas entre todos os membros deste clado.

No rescaldo da catástrofe, a diversidade dos sobreviventes aumentou explosivamente e a sua árvore ramificou-se velozmente.O asteroide que aniquilou os dinossáurios há cerca de 66 milhões de anos teria deixado alguns sobreviventes. Entre elas estariam certamente os antepassados das aves, que aproveitaram o nicho ecológico entretanto aberto para prosperar.

Fonte:

National Geographic – Maio 2018

Fósseis de transição, elos perdidos, fósseis vivos e espécies estáveis – Octávio Mateus

 

 

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.

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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 da 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 da 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 da Bica 

A Formação da 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.

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

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Foto 3 –  No caso dos calcários da Formação da 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.

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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:

http://www.patrimoniocultural.gov.pt/media/uploads/revistaportuguesadearqueologia/5_2/11.pdf

https://ria.ua.pt/bitstream/10773/2715/1/2009000866.pdf

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/2131/1/35965.pdf

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