Cabo Carvoeiro e Pentacrinus penichensis

A Bacia Lusitaniana localiza-se na margem ocidental de Portugal, tendo sido formada durante uma fase de rifting, no final do Triássico, antes da abertura do Atlântico.

Com cerca de 5 km de espessura máxima de sedimentos, estende-se por cerca de 320 km na direção norte-sul e 180 km na direção este-oeste.

Durante a Era Mesozoica, ocorreram nesta bacia quatro grandes etapas de deposição que possuem uma estreita correspondência com as fases de estruturação do Atlântico. Em várias praias da costa ocidental é possível estudar diferentes sucessões estratigráficas desta deposição. Este conjunto de posts tiveram o seu ponto de partida mais a sul na Praia de São Bernardino.  Depois da passagem na Praia da Consolação e as barreiras de coral, este post tem o Cabo Carvoeiro e a zona dos Remédios como local de paragem.

Nesta área, pode observar-se uma importante sequência de estratos de calcários do Jurássico, bem como as formas de erosão marinha e subaérea, Foto 1.

Foto 1 – Em resultado da exposição à superfície, os calcários sofreram carsificação, formando um campo de lapiás na área do cabo Carvoeiro. Em resultado da exposição destas rochas aos agentes de geodinâmica externa produziu-se uma paisagem muito característica designada por  modelado cársico. As fissuras alargadas por reações de carbonatação deram origem a este relevo sulcado que aqui pode ser observado.  

Em alguns estratos é possível observar fósseis de Pentacrinus penichensis, um pequeno equinoderme que vivia nos mares jurássicos do jovem atlântico, Foto 2. Cada ambiente de sedimentação, é caracterizado pela existência de condições físico-químicas específicas e uma atividade biológica própria. A informação obtida a partir do estudo dos biomas atuais permite inferir acerca das condições em ambientes sedimentares antigos (paleoambientes). Todo este conjunto de características, designadas por “fácies”, permitem inferir as condições de formação destas rochas localizadas na Península de Peniche. Além da datação dos estratos com base nos fósseis de idade, estes permitem também obter informações das condições existentes no passado.  

Foto 2 – Os sedimentos carbonatados e os equinodermes da espécie Pentacrinus penichensis, depositaram-se num oceano pouco profundo, com temperaturas superiores às atuais e mais próximo dos trópicos.  

As estrelas-do-mar e a maioria dos outros grupos de equinodermes (do grego echin, coberto de espinhos, e derma, pele) são animais marinhos de movimento lento ou sésseis. Uma epiderme fina recobre um endoesqueleto de placas calcárias rígidas. A maioria dos equinodermos tem projeções pontiagudas do esqueleto e espinhos. Exclusivo dos equinodermes é o sistema vascular aquífero, uma rede de canais hidráulicos que se ramificam em extensões chamadas de pés ambulacrários que funcionam na locomoção e na alimentação Os equinodermes descendem de ancestrais bilateralmente simétricos, embora em um primeiro exame a maioria das espécies pareça ter uma forma radialmente simétrica. As partes internas e externas da maioria dos equinodermos adultos irradiam do centro, geralmente como cinco raios. Entretanto, as larvas dos equinodermes têm simetria bilateral. Além disto, a simetria dos equinodermos adultos não é verdadeiramente radial. Por exemplo, a abertura (madreporito) do sistema vascular aquífero de uma estrela-do-mar não é central, mas sim deslocada para um lado.

A interpretação das características das rochas que afloram nesta região permite obter informações acerca do ambiente durante o Jurássico no qual estas rochas se formaram.

Praia de São Bernardino – viagens na Bacia Lusitaniana.

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

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

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

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

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

Praia do Amado

É uma praia ampla, embora não tão extensa nem exposta quanto a Praia da Bordeira, que se estende ao longo de três vales. A norte, dominam os tons vermelhos e laranjas nas arribas e a passagem pelo sítio do Pontal é obrigatória, pela paisagem deslumbrante, pelo lapiás calcário e ainda pelo curioso abrigo de pesca da Zimbreirinha, onde os barcos se fundeiam em plataformas de madeira suspensas na arriba.

A sul, o cinzento dos grauvaques e dos xistos volta a dominar a paisagem. A vegetação encontra-se atapetada pelos ventos frequentes.
O Amado é famoso pelas suas ondas, muito versáteis e diversificadas, o que justifica a presença constante de escolas de surf e bodyboard no local.

Acesso viário alcatroado a partir da entrada sul da Carrapateira, seguindo na direcção do Amado, que se situa a cerca de 2 km. É também possível chegar ao Amado através da Praia da Bordeira, seguindo para sul sobre o topo das arribas (acesso de terra batida em cerca de 500m), passando pelo Pontal, local de grande beleza. Carrapateira e Bordeira vão ser tema um futuro post.

O valor científico e o potencial didático, em termos geomorfológico e paisagístico, desta praia justifica, a opção pela investigação realizada nesta região, tornando pertinente a utilização e a exploração didática destes local, tanto no ensino básico como no ensino secundário.

Um pouco de geologia…

A Bacia do Algarve é uma entidade geológica com cerca de 150 km de extensão e 30 km de largura, na sua porção emersa, tem uma orientação geral ENE- WSW, com sequências sedimentares que espessam e apresentam fácies de maior profundidade para SSE, localizando-se o depocentro da bacia no mar. Desde os estádios iniciais, a formação e desenvolvimento da bacia do Algarve esteve na estreita dependência da fracturação e abertura do oceano Atlântico, por um lado, e da atividade da fronteira de placas tectónicas entre a Península Ibérica e a África, por outro, Foto 1.

Praia do Amado-11

Foto 1 – A região compreendida entre a Carrapateira e a Ponta do Telheiro mostra uma grande diversidade geológica englobando dois tipos de terrenos: o Soco Varisco do Paleozóico Superior pertencente à Zona Sul Portuguesa, e a Cobertura Ceno-Mesozóica.

O enchimento sedimentar desta bacia passou por várias etapas deposicionais, relacionadas com um regime tectónico distensivo (conjunto de movimentos/forças distensivas com orientação noroeste-sudeste e norte-sul), que terá levado à diminuição da espessura litosférica com rutura posterior, regime associado ao início do processo de formação do Oceano Atlântico norte e central (com provável expansão do oceano Tétis para ocidente), aquando da fragmentação da Pangea. Estes processos relacionam-se com a deriva diferencial da placa Africana (que migrou para oriente) em relação à Euroasiática/microplaca Ibérica.

Assim, na Bacia Algarvia, terá ocorrido, entre o Mesozoico e o Cenozoico, a precipitação e a deposição de 3 000/4 000 metros de sedimentos (evaporitos, calcários, dolomitos, margas, arenitos, argilitos e areias finas), atualmente visíveis, em discordância angular e com lacuna estratigráfica, sobre o Soco paleozoico.

A região compreendida entre a Carrapateira e a Ponta do Telheiro mostra uma grande diversidade geológica englobando dois tipos de terrenos: o Soco Varisco do Paleozóico Superior pertencente à Zona Sul Portuguesa, e a Cobertura Ceno-Mesozóica.

A Praia do Amado situa-se a cerca de 2 km a sul da povoação da Carrapateira. Nas arribas da parte norte da praia (Praia do Cavaleiro) observam-se sedimentos pertencentes aos denominados “Grés de Silves” de idade Triásico Superior – Jurássico Inferior, enquanto que os afloramentos da parte central  sul correspondem a xistos argilosos negros pertencentes à Formação Bordalete de idade Tournaisiano (Carbonífero Inferior). Ambas as sucessões encontram-se intruídas por numerosos filões de rochas básicas alguns dos quais correspondem aos segmentos terminais do grande filão dolerítico de Messejana. Para além das rochas intrusivas, os afloramentos da parte norte da praia terminam com um episódio de vulcanismo extrusivo datado do Kimeridgiano (Jurássico superior).

A abertura do Atlântico – Grés de Silves

Rochas sedimentares detríticas, de coloração avermelhada, devido à oxidação dos minerais de ferro, fenómeno relacionado com as condições paleoclimáticas, quentes e áridas, compatíveis com a posição geográfica, central e próxima do equador, o durante o Triásico.

A sucessão estratigráfica observada na parte norte da praia do Amado inicia-se com arenitos de cor vermelha formando uma sequência formada por conglomerados na base que passam para o topo para arenitos grosseiros a médios, Foto 2.

Foto 2 –  Datada do Triásico Superior (cerca de 230 Ma a 210/200 Ma), a Formação dos Arenitos de Silves (por vezes chamada Formação do Grés de Silves), constituída por argilas, arenitos, argilitos, siltitos e conglomerados (com clastos do Soco varisco), de natureza continental e com tonalidades avermelhadas e amareladas, representa a base da Bacia Algarvia. Estas litologias apresentam estruturas sedimentares bem preservadas e definidas, como no caso da estratificação cruzada/entrecruzada e dos “ripple marks”.

As estruturas sedimentares observadas nesta sequência e a sua organização vertical, sugerem sedimentação continental aluvionar por ação de correntes unidireccionais, tendo-se acumulado, possivelmente, em leques aluvionares sob condições climáticas de aridez, denotado pela cor vermelha que mostram resultado da intensa oxidação que sofreram. Por correlação litológica com outros locais da Bacia Algarvia a sul, estes arenitos correspondem aos “Grés de Silves” de idade Triásico Superior.

Jurássico inferior – O Atlântico a abrir

Ao longo do Jurássico Inferior, a rutura dos blocos rochosos, numa fase distensiva (falhas com orientação este-oeste), associada à continuação do processo de fragmentação da Pangea, terá permitido que as águas marinhas invadissem, progressivamente, as regiões situadas entre as massas continentais, levando à formação de lagos/lagoas temporários. Na presença das condições paleoclimáticas existentes (clima quente e seco) terá ocorrido, nesses sistemas lagunares, a evaporação da água salgada e a precipitação posterior de quantidades significativas de gesso, anidrite e sal-gema (depósitos evaporíticos), encontrados, atualmente, em diversas zonas do Algarve. Devido à plasticidade destes materiais evaporíticos, verificam-se, mais tarde (no período Paleogénico), movimentos ascendentes do gesso, ao longo de fraturas existentes, muitas vezes sob a forma de diapiros, Foto 3.

Foto 3 – Em concordância estratigráfica com os arenitos sucede-se uma sequência, constituída maioritariamente por argilitos de cor vermelha. Intercalados com os argilitos ocorrem camadas de dolomitos de cor creme e camadas de argilitos de cor esverdeada a cinzenta. Falhas normais de pequeno rejeito, afetam esta parte da sucessão.

Esta parte da sucessão encontra-se intruída por vários filões de rochas básicas nas quais se observam numerosos xenólitos no seio interior, Foto 4.

Praia do Amado-4Foto 4 – Princípio da inclusão. Fragmento de Grés de Silves (vermelho) de idade triásica incluido em basaltos de idade Kimeridgiana (Jurássico superior).

Os tipos litológicos e estruturas sedimentares exibidas sugerem que estas argilas e dolomitos se acumularam em ambientes lagunares costeiros em clima árido a ambiente marinho costeiro de pouca profundidade. As características desta parte da sucessão permitem correlacioná-la com o Complexo Margo Carbonato Evaporítico de Silves da Bacia Algarvia, de idade Triásico Superior – Hetangiano. No mesmo período geológico, as referidas fraturas, associadas ao culminar do processo distensivo, que conduziu à diferenciação de um rifte, terão possibilitado, nas zonas mais finas da crosta, a subida de magma, originando uma atividade vulcânica intensa (provavelmente em regime continental e marinho), com alternância de fases explosivas e efusivas, caracterizada, essencialmente, pela emissão de escoadas basálticas, filões e piroclastos. Estes acontecimentos vulcânicos encontram-se representados, em afloramento quase contínuo, ao longo de toda a região algarvia, onde é possível observar rochas vulcânicas (basaltos, doleritos, tufos vulcânicos e brechas vulcânicas, sob a forma de chaminés.

Magmatismo

As rochas que afloram nesta praia  estão intruídas por diversos filões de rochas magmáticas básicas, aproximadamente com uma direcção NNE – SSW. Nos afloramentos observados os filões exibem espessuras variáveis. É ainda possível observar texturas de arrefecimento, de fluxo magmático, pequenas margens de metamorfismo de contacto nas rochas encaixantes e xenólitos no interior dos filões, Foto 5.

Foto 5 – Geoquimicamente estes filões apresentam características correspondentes aos basaltos toleíticos e paralelizáveis ao grande filão dolerítico de Messejana. Este último filão foi datado do Jurássico Inferior, 184± 5 Ma, a Jurássico Médio, 168±5 Ma.

Caminhando para sul a falésia apresenta uma cor escura, sinal que estamos de volta ao Paleozoico. Mas antes de chegarmos a esta falésia de xistos e grauvaques há um afloramento do Cenozoico, mas esse, vou deixar para um outo post.

Nazaré – uma janela do Cretácico

A Nazaré é uma vila piscatória que se situa na costa Atlântica, a pouco mais de cem quilómetros a norte de Lisboa, é situada numa enseada em forma de meia-lua e é desde a sua origem, no séc. XVIII, uma terra marcada pela presença do turismo. Um dos locais de maior interesse turístico e geológico é o famoso Promontório da Nazaré.

Este local é uma das áreas famosas pelas ondas gigantes que atraem surfistas destemidos.

A geologia deste promontório encanta pelas espetaculares formações rochosas da Bacia Lusitaniana. A viagem ao Sítio da Nazaré onde se localiza este promontório permite uma pequena imagem da História Geológica de Portugal durante o  Cretácico.   No final deste post encontram-se as fontes que consultei para preparar esta visita e que permitiram os esquemas das fotografias que resumem um pouco da história geológica dos afloramentos que é possível visitar neste local. Um dos documentos fundamentais para as visitas geológicas turísticas que tenho realizado na orla ocidental abaixo do Porto tem sido “Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal) – Rui Pena dos Reis & Nuno Pimentel”.

Breve resumo da história geológica da Bacia Lusitaniana

No final do Paleozoico, os processos tectónicos relacionados com a Orogenia Varisca culminaram com a formação do supercontinente Pangeia. Posteriormente, a fraturação deste continente, na zona que hoje corresponde à região oeste de Portugal continental, levou ao abatimento de vários blocos rochosos, dando origem a uma complexa depressão que foi invadida pela água do mar, a Bacia Lusitaniana.

A Bacia Lusitaniana, localizada na orla ocidental ibérica, formou-se, durante o Mesozoico, num contexto tectónico distensivo associado às primeiras fases de abertura do Atlântico Norte.  No registo mesozoico da Bacia Lusitaniana identificam-se quatro grandes etapas de enchimento que possuem uma clara correspondência com as fases de estruturação do Atlântico.

No Aptiano (Cretácico inferior), deu-se a completa separação da Ibéria e da Terra Nova, com a implantação da dorsal oceânica no sector adjacente à Bacia Lusitaniana.  No final do Campaniano (Cretácico superior), ocorreu importante atividade ígnea e tectónica associada ao diapirismo com a intrusão de três complexos anelares sub-vulcânicos (Sintra, Sines e Monchique).

No final do Miocénico, as fases tectónicas compressivas da orogenia Bética desencadeiam os grandes levantamentos das Montanhas Ocidentais (NNW de Portugal), Cordilheira Central Portuguesa, Maciço Calcário Estremenho.

Ainda nesta óptica é possível individualizar quatro etapas principais no enchimento da bacia, todas elas relacionadas com as diferentes fases de rifting que se registou no Atlântico Norte:

1. a etapa entre o Triásico superior e o Caloviano;
2. a etapa entre o Oxfordiano e o Berriasiano;
3. a etapa entre o Valanginiano inferior e o Aptiano;
4. a etapa entre o Aptiano superior e o Campaniano.


É, ainda, possível definir uma quinta etapa, entre o Campaniano superior e o Maastrichtiano, precursora, ainda que de forma algo incipiente, da inversão tectónica que passou a afectar a Bacia Lusitaniana durante o Cenozóico.

O registo sedimentar define grandes pacotes sedimentares, separados por descontinuidades de grande representatividade assinaladas em toda a bacia e em relação direta com os grandes eventos da geodinâmica que a afetou, Foto 1. Estas sequências sedimentares limitadas por descontinuidades (designadas abreviadamente pela sigla SLD – sequências limitadas por descontinuidades, por adaptação do inglês UBS – unconformity bounded sequence) foram estabelecidas, na Bacia Lusitaniana, após trabalhos desenvolvidos por diferentes autores (Pena dos Reis 1992).

Foto 1 – No afloramento do promontório da Nazaré afloram duas “sequências limitadas por descontinuidades (SLD)”, a quarta e sobretudo a quinta.

Sequências limitadas por descontinuidades do afloramento da Nazaré – SLD

A quarta sequência, SLD-4, regista a importante transgressão que terá atingido o seu máximo, provavelmente, no início do final do Turoniano. A placa Ibérica terá iniciado, ainda durante a deposição da SLD-3, um importante movimento de rotação em sentido retrógrado, em consequência da formação de crusta oceânica, inicialmente a ocidente e, a partir do Aptiano, a NW da Galiza, acentuando-se, desta forma, a abertura do Golfo da Biscaia. Na parte Norte da bacia, desde o Aptiano superior até ao Cenomaniano, a sedimentação que então se forma é típica de ambiente fluvial.

A evolução mesozóica da bacia é, ainda, marcada por uma quinta sequência sedimentar, a SLD-5, com início no Campaniano e término no Maastrichtiano. É durante a deposição desta unidade que ocorrem importantes modificações ao nível do campo de tensões regional que afeta toda a bacia, passando a direção de compressão máxima a orientar-se segundo o azimute NNW-SSE. Em consequência destas modificações, os movimentos tectónicos e halocinéticos e o magmatismo acentuam-se, particularmente a Sul do paralelo da Nazaré e no offshore. Assim, a inversão tectónica que afetou a bacia e que viria a ter a sua expressão máxima no Miocénico superior, foi despoletada com as modificações que se geraram durante esta última SLD.

Cretácico do Promontório da Nazaré

O melhor local para observar este afloramento é a partir do Forte de São Miguel o Arcanjo. O afloramento, Foto 2, corresponde a uma série de episódios sedimentares (transgressivos e regressivos) relacionados com eventos geodinâmicos ocorridos entre o Cretácico e o Cenozoico.

Foto 2 – O afloramento do promontório da Nazaré (Farol da Nazaré) situa-se nos acantilados da praia norte (Sítio da Nazaré). O conjunto de unidades que o compõem pertence ao Cretácico superior e registam no seu conjunto o contexto de margem passiva, já com deriva continental e expansão do fundo oceânico. A nordeste da bacia instalou-se durante o Cretácico (SLD-4), um cinturão de leques aluviais (Formação da Figueira da Foz) que evoluíram para ambientes de transição e para uma plataforma marinha (Formação Carbonatada). A parte alta da sequência é composta por depósitos litorais (Formação de Lousões), recobertos por um conjunto fluvial (Formação de Grés Grosseiros Superiores). Finalmente a tecto destas sequência há um silcreto, indicando um hiato sedimentar e um período tectonicamente estável durante o Campaniano. O facto mais relevante durante a SLD-5 é a fase tectónica do Campaniano- Maastrichtiano, instalando-se os complexos sub-vulcânicos de Sintra, Sines e Monchique, as emissões basálticas de Lisboa-Leiria, o diapirismo e a reativação da Falha da Nazaré (Pena dos Reis, 2000).

Sobre os Silcretos

Os silcretos são gerados por ação de águas subterrâneas, referenciados na bibliografia como o “arenitos do deserto”. São os equivalentes siliciosos dos calcretos (formam-se por dissolução, transporte ou não e precipitação de carbonato de cálcio, no âmbito da diagénese meteórica). São acumulações carbonatadas pedogénicas, geradas em ambientes marcados pela planura do terreno e pela relativa secura.

A génese dos silcretos está associada à alteração superficial das rochas e à sua evolução pedológica em áreas aplanadas ou de muito pequeno declive e deficientemente drenadas, em latitudes marcadas por climas de tendência árida, com precipitações fracas, intervaladas por períodos de secura, oscilação que provoca flutuações nos níveis freáticos da capa de alteração o do solo. Na sequência do processo formam-se horizontes ou capas endurecidas, com a aparência de bancadas sub-horizontais.

História Geológica

Na base da falésia afloram litologias da Formação da Figueira da Foz.  No seu conjunto consiste numa sucessão continental na base (conglomerados e arenitos grosseiros) e de transição no teto (arenitos argilosos, margas e lutitos), traduzindo uma tendência geral transgressiva, passando gradualmente à Formação Carbonatada. Sobre esta formação Cretácico inferior, ocorre  Formação Carbonatada do início do Cretácico Superior (Cenomaniano).  É composto por wackestones (calcário essencialmente constituído por vasa carbonatada) e packstones bioclásticos (calcário essencialmente constituído por elementos figurados em contacto entre si) com intercalações métricas de calcários com rudistas e níveis com foraminíferos. O ambiente sedimentar correspondeu um sistema plataforma de baixa energia, situado detrás duma barreira construída por bivalves de concha espessa que viveram nos mares quentes, epicontinentais do Jurássico  e Cretácico (rudistas).

A teto destas rochas sedimentares encontramos a Formação Arenitos de Lousões. Durante o depósito desta formação produziu-se, nesta parte da Bacia Lusitânica, uma mudança da plataforma carbonatada precedente para uma plataforma mista, Foto 3.

Foto 3 – Arenito da Formação de Lousões, membro superior. Distinguem-se dois membros: o inferior carbonatado e o superior terrígeno, que refletem essa transição. O membro inferior que está separado da Formação Carbonatada por uma superfície marcada por um nível de brechas de dissolução. Nesta formação observam-se estruturas de colapso, que têm sido associadas a paleossismitos e a abatimentos de origem cársica.

No topo desta formação, próximo do Forte de S. Miguel, aflora um complexo filoniano de basaltos olivínicos correlacionados com o Complexo Basáltico de Lisboa.

A Formação Conglomerados do Sítio da Nazaré corresponde à parte mais alta da secção visitada. Consiste numa orla de leques aluviais coalescentes que respondem às mudanças paleogeográficas originadas pela atividade vulcânica, a halocinese (movimentação ascendente e/ou lateral de importantes massas salíferas, dando origem a estruturas diapíricas ou tifónicas) e a reativação da Falha de Nazaré que levantou o bloco sudeste (SE) durante os tempos maastrichtianos (Cretácico Superior).

A compressão que durante o Cretácico Médio-Superior afetou esta zona, provocou o levantamento e a progressiva diminuição da profundidade do bloco, com a sequente invasão de terrígenos. Com a progradação também avançou a frente de meteorização, incrementando-se o desenvolvimento do carso e produzindo-se uma mudança rápida desde condições diagenéticas marinhas até ao domínio meteórico, que se observa nas unidades carsificadas.

Fontes Consultadas

Corrochano, A., Pena Dos Reis, R. P. B. & Armenteros, I. (1998) Um paleocarso no Cretácico Superior do Sítio da Nazaré (Bacia Lusitânica, Portugal central). Características, controlos e evolução. V Congresso Nacional de Geologia, Lisboa (Portugal), Livro Guia das Excursões, Tomás Oliveira, J. & Dias, R. Ed., Excursão 1-O Mesozóico da Bacia Lusitânica.

Cunha, P. P. & Pena Dos Reis, R. P. B. (1993). The Cretaceous unconformitybounded sequences (Upper Aptian-Lower Campanian and Upper CampanianMaastrichtian?) in the Lousã-Pombal region. Field trip guide, I st General meeeting – IGCP Project 362 – Tethyan and Boreal Cretaceous, 5-18.

Dinis, J. M. L. & Pena Dos Reis, R. P. B. (1989). Litostratigrafia e modelos deposicionais nos “grés belasianos”(Cretácico) a Leste de Leiria (Portugal central). Geociências, Rev. Univ. Aveiro; 4, 2; 75-96.

Pena Dos Reis, R. P. B. & Cunha, P. M. R. (1989) A definição litostratigráfica do Grupo do Buçaco, na região de Lousã, Arganil e Mortágua (Portugal). Com. Serv. Geol. Portugal, 75; 99-109.

Pena Dos Reis, R. P. B. (1983) A sedimentologia de depósitos continentais. Dois exemplos do Cretácico SuperiorMiocénico de Portugal. Tese de doutoramento (não pub.) Universidade de Coimbra; 403 p.

Pena Dos Reis, R. P. B. (2000) Depositional systems and sequences in a geological setting displaying variable sedimentary geometries and controls: Example of the Late Cretaceous Lusitanian Basin (central Portugal). Com. Inst. Geol. e Mineiro, t. 87, 63-76.

Pena dos Reis, R. P. B., Corrochano, A., Bernardes, C., Cunha, P. Proença & Dinis, J. L. (1992). O Meso-Cenozóico da margem atlântica portuguesa. Guias de las excursiones geológicas-III Congreso Geologico de España y VIII Congreso Latinoamericano de Geologia. Ed. Universidad de Salamanca, 115-138.

Soares, A. F. (l980). A “Formação Carbonatada” Cenomano-Turoniana na região do Baixo Mondego, Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal 66, 99-109.

Cúpula Granítica da Freita

O afloramento na Serra da Freita onde se localiza a Cúpula Granítica, Foto 1, é abrangida pela folha 13-D, Oliveira de Azeméis, da Carta Geológica de Portugal, à escala 1: 50 000. Este afloramento faz parte da Serra da Freita, situada na freguesia de Albergaria da Serra, em Arouca, distrito de Aveiro.

Foto 1 – Cúpula Granítica da Feita – O granito da Freita é um granito varisco, sin-tectónico, intrusivo em formações de Supergrupo Dúrico-Beirão ante-ordovícico. Este granito apresenta-se sob a forma de um relevo residual, saliente da paisagem, como, de resto, acontece um pouco por todo o planalto da serra da Freita. Esta rocha designada de granito da serra da Freita, é uma rocha magmática sin-tectónica, leuco a mesocrata, de textura fanerítica e de grão médio. Apesar de estar descrito como um granito de duas micas, curiosamente, neste local, existe um claro domínio da moscovite em relação à biotite.

Associadas a estas paisagens na Serra da Freita estão as formas graníticas. A génese e evolução destas formas graníticas foi proporcionada por um conjunto de fatores (de ordem climática, litológica e estrutural), interligados entre si, que se conjugaram para o aparecimento de uma  enorme variedade de formas, que podem ser subdivididas em dois grandes grupos: as  formas de pormenor, de dimensão centimétrica a métrica (pias, tafoni, fendas e sulcos lineares) e as formas maiores, de dimensão hectométrica ou quilométrica (tors, castle koppie, domos ou cúpulas  rochosas e alvéolos).

Fontes Consultadas :

https://ruc.udc.es/dspace/handle/2183/9351?localattribute=en

https://www.researchgate.net/publication/338532580_Orogenic_Movements_during_the_Paleozoic_Period_Development_of_the_Granitoid_Formations_in_the_Northwestern_Region_of_Spain’s_Iberian_Peninsula

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